YACIMIENTOS+MINERALES

Páginas HISTORÍA CAPÍTULO1 YACIMIENTOS MINERALES Y SU FORMACIÓN 1. Materiales de los yacimientos metalíferos 1.1. Menas y minerales . 1.2. Clasificación de la menas 1.3. Minerales de ganga 1.4. Metales asociados a las menas a) Menas compuestas b) Contenido de las menas c) Determinación de los minerales d) Formación de los minerales e) Temperatura y presión f) Cristalización a partir de magmas g) Sublimación h) Destilación i) Evaporación y súper j) Reacción de gases con otros gases, líquidos, sólidos k) Reacción de los líquidos con líquidos y sólidos 1.5. Metasomatismo o emplazamiento metasomático 1.5.1. El Reemplazamiento 1.5.2. La Solubilidad relativa 1.5.3. La Oxidación y reducción a. La acción catalítica b. La absorción c. Procesos de meteorización 1. La acción Mecánica 2. La Acción Química 1.6. Yacimientos preexistentes de mineral de importancia 1.7. Masas marginales y submarginales 1.8. Metamorfismo 1.9. Termómetros geológicos 1.10. Mediciones directas 1.11. Punto de fusión 1.12. Disociación 1.13. Punto Inversión 1.14. Desmezcla 1.15. Recristalización 1.16. Inclusiones líquidas 1.17. Cambios de propiedades físicas 1.18. Paragenesis CAPÍTULO 2 2. Magmas, Rocas, y Yacimientos minerales 2.1. Magmas 2.1. Cristalización 2.3. Orden de cristalización

i 1 1 1 1 1 2 3 3 4 4 4 4 5 5 5 6 6 6 6 6 7 7 7 7 7 7 8

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8 8 8 8 9 9 9 9 9 10 10 10 15 15 16 16 16 I

2.4. Diferenciación 2.5. Diferenciación por cristalización 2.6. Inmiscibilidad 2.7. Rocas ígneas 2.8. Pegmatitas 2.9. Emanaciones gaseosas o líquidas 2.10. Los residuales 2.11. Magmas y Yacimientos minerales 2.11.1. Las rocas ígneas como minerales 2.11.2. Relación entre ciertos metales y rocas 2.11.3. Relación con los volcanes 2.11.4. Fumarolas 2.11.5. Fuentes teletermales 2.11.6. Zonación mineral 2.11.7. Carácter de soluciones mineralizantes hipogénicas 2.11.8. Relación con los volcanes CAPÍTULO 3 3. Procesos de Formación de los Yacimientos minerales 3.1. Concentración magmática 3.1.1. Diseminación 3.1.2. Segregación 3.1.3. Inyecciones 3.1.4. Yacimientos magmáticos 3.1.5. Segregaciones líquidas y residuales 3.1.6. Inyección líquida y residual 3.1.7. Segregación líquida no misibles 3.1.8. Asociación de las rocas y minerales 3.2. Sublimación 3.3. Metasomatismo de contacto 3.4. El metamorfismo de contacto 3.4.1. El metamorfismo de contacto se divide en a) Generalidades b) Fases de formación 3.4.2. Yacimientos minerales resultantes 3.4.3. Mineralogía CAPÍTULO 4 4. Procesos Hidrotermales 4.1. Principio de los procesos hidrotermales 4.1.1. Carácter de las soluciones 4.1.2. Abertura de las rocas 4.1.3. Cavidades primitivas 4.1.4. Cavidades provocadas 4.1.5. Espacios porosos 4.1.6. Porosidad 4.1.7. Permeabilidad 4.1.8. Retículas cristalinas 4.1.9. Planos de estratificación 4.1.10. Vesículas o burbujas de aire 4.1.11. Canales de lava 4.1.12. Grietas de enfriamiento 4.1.13. Cavidades de brecha ígnea 4.1.14. Fisuras 4.1.15. Cavidades en zona de cizalla II

17 17 18 18 18 19 20 20 20 20 22 22 22 22 23 23 25 26 27 27 27 28 28 29 29 29 30 34 35 35 36 36 37 39 39 41 41 41 41 42 42 42 42 43 43 43 43 43 43 43 43 44 44

4.1.16. Plegamientos y alabeo 4.1.17. Conductos volcánicos 4.1.18 Brechas 4.1.19. Movimiento de soluciones a través de la roca 4.2. Factores que afectan a la deposición 4.2.1. Cambios y reacciones químicas 4.2.2. Temperatura y presión 4.3. Localización de la mineralización hidrotermal 4.3.1. Paragénesis 4.3.2 Yacimientos Hipotermales 4.3.3. Yacimientos Mesotermales 4.3.4. Yacimientos Epitermales 4.3.5. Yacimientos Teletermales 4.3.6. Xenotermales 4.3.7. Relleno de cavidades 4.3.8. Filones de fisura 4.3.9. Características físicas 4.3.10. Yacimientos de cizalla 4.3.11. Reemplazamiento Metasomático 4.3.12. Proceso de Reemplazamiento 4.3.13. Agentes de reemplazamiento 4.3.14. Yacimientos minerales resultantes 4.3.15. Yacimientos de filón de reemplazamiento 4.3.16. Yacimientos diseminados de reemplazamiento 4.3.18. Textura de minerales 4.3.19. Crestas de repliegue 4.3.20. Venas escalonadas 4.3.21. Declives y planicies 4.3.22. Grietas de plegamiento 4.3.23. Relleno de cavidades por soluciones 4.3.24. Rellenos de espacios porosos 4.3.25. Rellenos vesiculares 4.3.26. Brechas hidrotermales 4.3.27. Brechas hidrotermales de colapso 4.3.28. Nortón (1973) 4.3.29. Loke (1926) 4.3.30. Perry (1961) 4.3.31. Brechas hidrotermales de intrusión 4.3.32. Fracturamiento hidráulico 4.3.33. Brechación química 4.3.34. Brechas de hundimiento 4.3.35. Depósitos de relleno de brechas 4.3.36. Brechas volcánicas 4.3.37. Depósitos de brecha tectónica 4.3.38. Bolsadas o bonanzas 4.4. Yacimientos de stockwork 4.4.1. Generalidades 4.4.2. Origen de los Pórfidos Cupríferos 4.4.3. Rocas intrusivas mineralizadas 4.4.4. Rocas encajonantes 4.4.5. Estructura 4.4.6. Principales Alteraciones de los Pórfidos Cupríferos 4.4.7. Casquéte de lixiviación

44 44 44 45 45 45 45 46 47 50 50 51 53 54 56 57 58 58 58 59 59 60 60 60 60 61 61 61 61 62 62 62 62 62 63 63 64 64 64 64 64 65 65 65 65 66 66 67 71 71 71 72 76 III

4.4.8- Casquéte de lixiviación goethítico 4.4.9. Casquéte de lixiviación Jarositico 4.4.10. Mineralización primaria 4.4.11. Zona Propilítica 4.4.12. Enriquecimiento secundario 4.4.13. Exploración. CAPÍTULO 5 5. OXIDACIÓN Y ENRIQUESIMIENTO SUPERGENICO 5.1. Oxidación y solución en la zona de oxidación 5.2. Cambios químicos 5.3. Coberteras y sombreros de fierro 5.4. Materias que integran las coberteras y su formación 5.5. Limonita 5.6. Limonita indígena y transportada 5.7. Migración del hierro 5.8. Falsos sombreros 5.9. Interpretación de los sombreros de Fierro sobre los depósitos ocultos 5.10. Color de la limonita 5.11. Factores que controlan y limitan la oxidación 5.12. Cese de la Oxidación 5.13. Enriquecimiento Supergénico 5.14. Sombreros de hierro y coberteras CAPÍTULO 6 6. YACIMIENTOS SEDIMENTARIOS 6.1. Proceso Sedimentario 6.1.1. Parck. Jr. 6.1.2. A partir de soluciones bicarbonatadas 6.1.3. A partir de soluciones sulfatadas 6.1.4. A partir de soluciones orgánicas 6.1.5 Deposición por bacterias y catalítica 6.1.6. Productos de la deposición 6.1.7. Pantanos y lagos 6.1.8. Marisma 6.2. El Ciclo del carbonato 6.3. El Ciclo del Azufre 6.3.1. Nutrientes 6.3.2. Funciones 6.3.3. Deficiencias del Azufre 6.3.3.1. En el suelo 6.3.4.2. En las Plantas 6.3.4.3. Síntomas de deficiencia de azufre 6.3.4.4. Conclusiones 6.4. Ciclo de la Arcilla 6.5. El Carbón su Origen y Ocurrencia 6.5.1. El Descubrimiento de Carbón 6.5.2. La Formación de Carbón 6.5.3. Tipos de Carbón 6.5.4. Distribución de las vetas de Carbón 6.5.5. Yacimientos de carbón en el Mundo 6.5.6 ¿Qué es carbón? 6.5.7. Origen del carbón 6.5.8. Análisis del carbón 6.5.9. Características fisicoquímicas del carbón metalúrgico IV

76 76 76 77 77 78 81 81 81 82 83 84 86 86 86 86 87 87 88 90 90 90 93 93 93 95 96 97 97 97 98 98 98 98 102 102 105 107 107 107 107 107 107 108 109 110 113 114 117 118 118 118 121

6.5.10. Geología aplicada en la exploración del carbón 6.5.11. Ambiente de depósito 6.6. Geomecánica de las Rocas 6.7. Geoquímica 6.8. Hidrología 6.9. Palinología 6.10. Exploración geofísica 6.10.1. Método Sísmico a. Técnicas de reflexión b. Técnicas de refracción 6.10.2. Método electromagnético 6.10.3. Método magnetométrico 6.10.4. Registro de rayos gamma a. Registro de densidad de espaciamiento largo b. Registro de densidad de resolución 6.11. Métodos de registros litológicos del carbón 6.12. Exploración mediante perforación 6.13. Resumen de metodología 6.14. Conclusiones y recomendaciones 6.15. Explotación 6.15.1. Minado subterráneo 6.15.2. Minado superficial 6.15.3. Minado por secciones 6.15.4. Minado a cielo abierto 6.15.5. Geología en las operaciones de minado superficial 6.15.6. Desarrollo de las operaciones en minas superficiales 6.15.7. Evaluación de la sección de trabajo 6.15.8. Estabilidad de pendientes de excavación 6.15.9. Selección del equipo de minado 6.15.10. Minado subterráneo 6.15.11. Método de salones y pilares 6.15.12. Minado continúo 6.15.13. Minado de pared de frente larga 6.15.14. Minado de pared corta 6.15.15. Minado hidráulico 6.15.16. Existen cuatro tipos de minado hidráulico 6.16. El Ciclo del Cobre 6.17. El Ciclo del Fósforo 6.18. Ciclo del Hierro 6.18.1. Depositación en aguas marinas poco profundas 6.19. Ciclo del manganeso 6.20. Yacimientos Estratiformes del Uranio – Vanadio 6.21. Depósitos tipo Carlin 6.21.1. Mineralización y alteración 6.21.2. Génesis 6.22. Depósitos del tipo Mississippi Valley Generalidades 6.23. Evaporación 6.23.1. Depositación del sulfato cálcico 6.24. Depósitos de sal 6.24.1. Tipos de Formación 6.24.2. Los salares de la cordillera 6.24.3. Domos de sal

123 124 124 124 124 125 125 125 126 126 126 127 127 128 128 129 130 133 133 134 135 136 136 137 138 138 139 139 139 140 141 142 142 145 145 145 146 146 147 148 148 149 151 151 151 153 156 157 158 158 159 159

V

CAPÍTULO 7 7. METAMORFISMO 7.1. Conceptos básicos de clasificación 7.2. Clasificación que se basa en los principales parámetros metamórficos 7.3. Clasificación que se basa en la posición geológica a. Metamorfismo de contacto b. Metamorfismo de contacto regional c. Metamorfismo por ondas de choque d. Catáclasis

7.4. Facies metamórficas 7.5. Metamorfismo de depósitos anteriores 7.6. Formación de los minerales por metamorfismo 7.7. Asbesto 7.7.1. Asbesto de serpentina 7.7.2. Crisotilo 7.7.3. Anfíbol 7.8. Formación del Grafito 7.8.1. Localización 7.8.2. Origen 7.9. Talco 7.9.1. Localización 7.9.2 Origen 7.10. Grupo de la Sillimanita CAPÍTULO 8 8. Sulfuros Masivos Volcanogenéticos (VMS) 8.1. Algunos yacimientos VMS en el mundo CAPÍTULO 9 9. YACIMIENTOS TIPO PLACER 9.1. Introducción y generalidades 9.2. Procesos sobre el área de origen 9.3. Movilización, deposición, erosión, sedimentación 9.4. Distribución de placeres en medios sedimentarios 9.4.1. El medio coluvial 9.4.2. El medio fluvial 9.4.3. El medio glaciar 9.4.4. El medio costero 9.4.5. El medio eólico 9.4.6. Paleo placeres o placeres fósiles 9.5. Distribución de los sedimentos en medios actuales CAPÍTULO 10 10.1. Definición 10.2. Historia 10.3. Reconocimiento general 10.4. Estudios geoquímicos dallados 10.5. Tipos de muestras y su aplicación 10.6. Conceptos básicos 10.7. Elemento indicador, elemento explotador 10.8. Anomalía geoquímica 10.8.1. Anomalías epigenéticas de las rocas de caja 10.8.2. Anomalía causada por difusión de elementos 10.8.3. Anomalía de corrosión o de lixiviación 10.8.4. Anómalas en suelos residuales 10.8.5. Anomalías en Gossan VI

161 161 161 162 162 162 164 164 164 166 166 166 167 167 168 168 169 169 169 170 170 171 171 173 173 177 183 183 183 187 190 191 193 193 196 196 197 197 198 201 201 201 201 202 203 203 204 205 206 206 207 208 208

10.8.6. Anomalías en agua 10.8.7. Anomalías en sedimentos de drenaje 10.9. Mineralización primaria y halo geoquímico secundario 10.10. Fondo, valores normales del fondo, valor umbral 10.11. Métodos analíticos y sus aplicaciones 10.11.1. Espectrometría de absorción atómica 10.11.2. Espectrometría 10.11.3 Colorimetría 10.11.4. Método geobotánico 10.11.5. Método geozoológico

209 209 210 211 215 216 217 217 218 218

VII

Figuras

Páginas

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

17 19 21

Capitulo 3 4. Diferentes tipos de yacimientos minerales 5. Zoneamiento de deposición de los minerales 6. Magmatimo en las márgenes cratónicos 7. Vulcanismo ácido 8. Características de algunos yacimientos de Fe 9. Geología de los yacimientos de Fe 10. Aereomagnetría de detalle Capitulo 4 11. Origen de los Pórfidos Cupríferos 12. Nuevas teorías de Pórfidos Cupríferos 13. Diagramas según Lowell & Guilbert 14. Integración de los métodos de exploración Capitulo 5 15. Estructuras Boxwork dejadas por alteración de mineralización 16. Tipos de estructuras de mineralización 17. Estructura y proceso de oxidación enriquecimiento supergénico 18 Soluciones de Epitermales de alta y baja sulfuración Capitulo 6 19. Tipos de rocas sedimentarías 20. Ilustración del azufre 21. Ilustración del ciclo del azufre 22. Registro geofísico de densidad y rayos gamma 23 Distribución y zonificación de los yacimientos de uranio 24. Metales de origen magmático pero de largo transporte Tipo Carlin 25. Depósitos tipo Carlin Modelo Genético 26. Modelo esquemático de un yacimiento epitermal del tipo Carlin 27 Esquema de los yacimientos de silvermines, tipo Mississippi Valley 28. Yacimiento tipo Mississippi Valley 29. Formación de depósitos de la sal 30. Formación de la sal Capitulo 7 31. Tipos de metamorfismo 32. Facies metamórficas Capitulo 8 33. Sistema de circulación de aguas marinas que dan origen a depósitos de sulfuros masivos 34. Depósito de sulfuro masivo típico con zonación de calcopirita – pirita ± pirrotina 35. Acumulación de sulfuros en el fondo oceánico por exhalaciones hidrotermales 36. Ubicación de las fuentes termales submarinas 37. Esquema de alteración hidrotermal y variación asociado a depósitos VMS 38. Etapas en la formación de depósitos de sulfuros masivos 39. Fotografía de los black smokers Capitulo 9 40. Muestra la actividad de los procesos endogenos 41. Muestra los causes, barras laterales y llanuras de inundación 42. Muestra los materiales de llanura de inundación VIII

25 26 32 32 32 33 34 68 69 74 79 84 85 91 92 95 98 99 128 150 152 152 153 154 156 158 159 164 166 173 174 175 176 177 180 181 189 194 195

Figuras

Páginas

43 Muestra los placeres en sistemas meandriformes

195

Capitulo10 44. Se observan valores umbrales regional y local. El fondo regional 45. Distrito minero de Corwall y depósitos epigenéticos

198 203

Tablas Capitulo1 1. Listado de las menas minerales corrientes 2. Lista de minerales de ganga comunes 3. Tablas de que muestran las temperaturas de cristalización de los minerales Capitulo 2 Capitulo 3 4. Productos de importancia económica 5. Yacientes minerales resultantes Capitulo 4 6. Efectos de alteración 7. Cuadro paragenético de los minerales Capitulo 5 8. Solubilidad y Solución 9. Colores que sirven para diagnosticar el yacimiento Capitulo 6 10. Variedades de carbonatos sedimentaríos 11. Tabla de Periodos 12. Características fisicoquímicas del carbón de Sabinas 13. Características del carbón 14. Métodos de perforación Capitulo 7 Capitulo 8 Capitulo 9 15. Propiedades características de los minerales comunes en placeres 16. Procedencia Mineral Económico y Paragenesis mineral 17. Resistencia a la alteración química de los minerales pesados 18. Capacidad de migración de los minerales pesados 19. Medios de sedimentación en ambiente continental y de transición Capitulo 10 20. Elementos indicadores y exploradores de algunos tipos de depósitos minerales 21. Abundancia normal de los elementos químicos en rocas de la corteza terrestre 22. Factores de enriquecimiento de algunos elementos (de PETERS, 1980) 23. Los métodos principales (tipos de muestras geoquímicas 24. Muestra la distribución última mineralización

2 3 11

30 40 46 49 83 86 100 117 122 123 132

185 186 188 191 192 205 212 213 215 221

IX

YACIMIENTOS MINERALES Y SU FORMACÓN. INTRODUCCIÓN Historia:

Simonin (1867) Desde que el ser humano aprendió el uso de herramientas tenía que preocuparse de adquirir la materia prima. Al primero usó lo que podría encontrar en su entorno, pero en un momento era más conveniente empezar con una búsqueda sistemática. Las materias utilizadas por el hombre primitivo fueron sustancias no metálicas (pedernal, calcedonia cuarzo, rocas duras como el granito, rocas blandas como la caliza, la esteatita) para ser utilizadas como herramientas para la caza posteriormente el hierro fue muy importante para la construcción de utensilios y para producir armas, las arcillas fueron utilizadas para producir artesanías para producir alfarería y ladrillos. Fueron utilizadas hacia aproximadamente 20,000 años a de J.C.

La minería metálica empezó con el uso de cobre y después de aleaciones entre cobre y hierro. Alrededor de 5000 años antes de Cristo se conoce los primeros intentos de extracción de cobre. En el imperio Romano la minería llegó a niveles más tecnificados y las cifras de producción eran impresionantes. Por ejemplo en el sector "Las Médulas" en España todavía se quedan tremendas restos de un lavadero de oro explotado por los romanos. También los primeros trabajos escritos se conoce de está época: Especialmente los minerales y el oro llamó atención.

En los siglos siguientes Europa no alcanzó mantener este nivel tecnológico. A partir de los siglos 11 y 12 se conoce una fuerte actividad en la minería. A partir de 1500 empezó un nuevo "boom" en los metales.

i

Especialmente la descripción y definición de veta, dique, manto, mineral homogéneo, mineral heterogéneo (ojo: hoy roca), clasificación de yacimientos etc. La minería tenía su auge en algunos lugares como el Harz (Alemania), Erzgebirge (Alemania), Cornwall (Inglaterra), Irlanda. A continuación se mencionan algunos los pioneros de la minería.

La primera teoría de la génesis de los minerales o las menas se debe a George Agricola (1494-1455) de origen Holandes, nació en Sajonia entre las minas de Erzgerbirge, fue el creador de (DE Rometalica 1556). Esta obra era un "milestone" en las ciencias de la minería.

Apartir del siglo XVIII surgieron diferentes hipótesis sobre el origen de los minerales, Bocher (1703) y Henkel (1725), atribuyeron el origen de los filones a la acción sobre las rocas de vapores provocados por la fermentación en las entrañas de la tierra.

En (1749) Zimmerman fue el de la idea de la sustitución metazomática, transformación de las rocas en minerales metálicos y piedras de filón mediante la acción de grietas y el inicio de la hipótesis de la secreción lateral.

Von Oppel (1744) demostró que los filones eran rellenos de fisuras de las fallas o fracturas cuya formación precedía a la circulación de las soluciones que depositaban luego el mineral.

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

que disolvían los granos de metales dispersos en las rocas que

encontraban a su paso.

Abraham Gottob Werner (1749-1807), En 1775, descarta las teorías relativas a una fuente inferior de metales y defendió la teoría de los filones minerales eran formados por aguas descendentes por filtración derivados del primitivo océano universal.

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

J.F. kem (1901), y Woldemar Lingren

(1901), asignaron uno rigen ígneo a las soluciones

mineralizantes.

También en América, especialmente México Bolivia Y Chile la minería tenía sus raíces alrededor 4000 años atrás. Los incas tenían todo el conocimiento de extraer y purificar el cobre. ii

El curso de geofísica de yacimientos minerales esta íntimamente ligado con el reino mineral y la geología económica, como se menciono anteriormente desde los inicios de la existencia del hombre, los minerales fueron utilizados para adquirir su vestimenta, alimentos, construcción de vivienda y para su defensa personal, llamados minerales metálico y no metálicos, cuando el hombre descubrió el fuego aunado a sus primeros conocimientos de los elementos minerales, empezaron a construir armas primitivas utilizando el fierro y calizas.

El modo de vida de hace algunos siglos era como ya lo mencionamos muy primitiva y empezó a cambiar a medida que fue evolucionando el hombre de tal manera que la historia a través del tiempo el hombre a mostrado que los pueblos han estado en guerra desde la conquista de Egipto por los Romanos, las guerras de Mesopotámicas, las de China, hasta las guerra actuales incluyendo la de Japón con la bomba atómica.

Si hablamos de México desde la conquista de la gran Tenochtitlan, por los españoles, por la codicia del oro, la guerra de los franceses y con los americanos..

Realmente hace más de un siglo con advenimiento de la revolución Inglesa, fue cuando empezó la verdadera explotación de las riquezas de la tierra de un modo capaz de influir en nuestra civilización, en este corto lapso ya actualmente mucho más acelerado en estos últimos años, hemos visto que los minerales y las aleaciones de los mismos se han convertido en la base fundamental de la industrialización y con ello la destrucción en la explotación de los recursos naturales no renovables.

Actualmente algunos países no cuentan con tecnologías avanzadas que les permita ser más racionales en la explotación y beneficio de los mismos. Por mencionar algunos, fierro, plata, cobre, plomo, oro, zinc y combustibles minerales como el petróleo. Actualmente sabemos que los países más industrializados son: EU, Francia, Alemania, Japón China Canadá etc.

Actual mente es necesaria que podamos utilizar las diferentes disciplinas que se utilizan en la exploración de minerales metálicos y no metálicos, para ello utilizaremos los métodos geofísicos, geológicos y geoquímicos, así como la cartografía área utilizando imágenes de satélite en sus diferentes bandas fotografías aéreas a diferentes escalas etc. Todos estos métodos en su conjunto nos llevan a la investigación y a entender los minerales desde su origen hasta la extracción de los mismos como su utilización en el área industrial.

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Las materias primas del reino mineral constituyen la medula de la vida industrial y del desarrollo económico de las naciones en tiempos de paz.

El curso de geofísica de yacimientos minerales esta íntimamente ligado con el reino mineral y la geología económica, como se menciono anteriormente desde los inicios de la existencia del hombre, los minerales fueron utilizados para adquirir su vestimenta, alimentos, construcción de vivienda y para su defensa personal, llamados minerales metálico y no metálicos, cuando el hombre descubrió el fuego aunado a sus primeros conocimientos de los elementos minerales, empezaron a construir armas primitivas utilizando el fierro y calizas.

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CAPÍTULO 1 YACIMIENTOS MINERALES Y SU FORMACIÓN.

1. Materiales de los Yacimientos Metalíferos. Los yacimientos metalíferos son concentraciones de metales, que primitivamente estaban dispersos, los minerales generalmente unidos químicamente a otros formando las menas minerales éstas a su vez están asociados a minerales no metálicos, denominada ganga o materia rocosa. 1.1. Menas minerales. Es una concentración de uno o más elementos químicamente

unidos,

y asociados con minerales de ganga principalmente, cuarzo o calcita y material rocoso. Las características que debe tener una mena:

a. El mineral o minerales que constituyan un yacimiento puedan ser explotables se puedan obtener uno o más metales, las menas se encuentran en forma de mineral nativo como: (oro, plata, y platino), éstos a su vez se encuentran en combinación con metales (azufre, arsénico, oxigeno y silicio.

Más adelante veremos con detenimiento los diversos factores que hacen posible que un yacimiento pueda considerarse de rendimiento económico.

Es necesario considerar la ley de los mismos. 1.2. Clasificación de las menas. Por su origen pueden ser singenéticas formados originalmente a partir del magma o roca eruptiva.

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

Las hipogénicas son aquellas que fueron depositadas durante el periodo o periodos de metalización, por soluciones hidrotermales ascendentes. Las segundas son el resultado de la alteración de las mismas como resultado de la lixiviación u otros procesos superficiales, la acción de las aguas superficiales descendentes. (Ver Tabla 1)

1 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

Tabla 1. Lista de las menas minerales corrientes

1.3. Minerales de Ganga. Los minerales de ganga son materias asociadas a un depósito, la ganga contiene un solo mineral como la pirita este material es desechable, pero en todo caso esto no se puede tomar como una regla ya que tenemos una infinidad de producto de ganga que pueden ser de rendimiento económico. Las calizas, piritas, cuarzo etc. 2 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

Algunas gangas pueden tener presencia de pequeñas cantidades de bismuto, cadmio arsénico, este último elemento es muy importante porque se pueden perder yacimientos de cobre, oro, plata, plomo, zinc. (ver Tabla 2).

Tabla 2. Lista de minerales de ganga comunes

1.4. Metales Asociados a las menas. Las menas pueden producir un solo metal o compuestas por un solo metal; puede ser el fierro, aluminio, cromo, estaño, mercurio manganeso, wolframio y algunos minerales de cobre. a) Menas Compuestas. Normalmente están asociadas a uno o varios elementos oro, plata, cobre plomo, zinc, níquel, cobalto, antimonio y manganeso. Las menas compuestas pueden ser plomo-cobre-plata y oro, plata-plomo-zinc- cobre y oro, hierro-manganeso, hierro-titanio, níquelcobre.

3 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

b) Contenido de las Menas. Contenido de las menas se llama tenor, casi ésta no se usa, en el ámbito minero normalmente usamos tanto por ciento o bien en el caso de los minerales preciosos onzas y en gramos por tonelada, es importante tener en cuenta los costos de los minerales en el ámbito internacional estos pueden ser consultados en diferentes medios de comunicación Materiales de Yacimientos no Metálicos.

Los minerales pueden ser líquidos sólidos y gases, el nombre de mena para estos productos no se aplica y se les designa con el nombre, por ejemplo mica, asbesto, petróleo etc. El nombre de ganga tampoco se usa para estos elementos simplemente se les denomina desechos. En el mercado se cotizan a precios bajos, exceptuando aquellos como las piedras preciosas, asbestos, grafito, espato flúor, pegmatitas, baritina, azufre etc. los minerales no metálicos son los más abundantes en la corteza terrestre éstos tienen gran aceptación en la industria, podemos mencionar los pétreos, arcillas yeso, calizas, micas, caolines.

Los minerales no metálicos son una basta gama de substancias y no están asociados en grupos, como en los metales principalmente en las menas, pero como todo siempre hay algunas asociaciones, como el petróleo y gas; potasa, sal, yeso; feldespato, mica, esteatita y talco. c) Determinación de los materiales. Los materiales que integran los yacimientos minerales pueden determinarse visualmente en su mayoría. Sin embargo, para proceder a una determinación más exacta se necesitan métodos precisos, como ensayos, análisis químicos, examen microscópico, análisis por rayos X y espectroscopio, análisis térmicos o pruebas físicas.

d) Formación de los minerales. En la formación de los minerales es necesario tomar en cuenta la temperatura y presión ya que la presencia de ciertos minerales puede proporcionar información de la temperatura y presión. e) Temperatura y presión. La formación de un mineral indica generalmente un cambio desde un estado disperso a un estado sólido. Como la mayor parte de los minerales han sido precipitados de soluciones liquidas o gaseosas, la temperatura y presión desempeñan papeles de importancia.

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

4 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

Las sales más solubles tenderán a permanecer más tiempo en solución y se precipitarán más tarde que las menos solubles, con lo cual se explica la secuencia de minerales en los depósitos, así como la zonación de los minerales. Los minerales precipitados pueden volver a ser disueltos y luego precipitados de nuevo. Las leyes de Van’t Hoff, demuestran cuando la precipitación se produce, a partir de soluciones pueden producir varias reacciones sobre todas aquellas que van acompañadas por el desprendimiento de mayor calor.

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

Un aumento de presión favorece a la solución y una disminución de la presión, (se produce al descender las soluciones al interior de la tierra y provoca la precipitación).

Los gases en solución son muy sensibles a los cambios de presión. Por ejemplo el anhídrido carbónico retenido en el agua favorece a la solubilidad del carbonato de calcio, su liberación por una disminución de la presión, causa la precipitación del carbonato de calcio.

La cristalización de un material a partir de un gas se puede formar solo con la disminución de la presión. f) Cristalización a partir de magmas. Cuando un magma se enfría y un mineral dado rebasa el punto de saturación de la solución, dicho mineral cristaliza con tal temperatura a la presión existente e inferior al punto de fusión del mineral, a partir de ciertos magmas se han formado por cristalización minerales de importancia económica como, apatito, magnetita o cromita. g) Sublimación. El calor de la actividad ígnea puede provocar la volatilización de ciertas sustancias, ulteriormente se deposita en forma de sublimados alrededor de boquetes volcánicos, fumarolas, o intrusiones de escasa profundidad. También puede producirse reacciones entre gases por ejemplo, el azufre es un sublimado muy frecuente. h) Destilación. El petróleo y el gas natural se formaron por destilación lenta de materia orgánica depositada en sedimentos marinos.

5 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

i) Evaporación y súper saturación. Las sales en solución se precipitan cuando la evaporación del solvente produce la súper saturación, en la formación de los depósitos de sal por evaporación del agua de mar, en las minas por evaporación de florescencias de sulfatos de cobre, hierro, zinc, magnesio, calcio y otras sales.

j) Reacción de gases con otros gases, líquidos o sólidos. La actividad ígnea va acompañada de la liberación de grandes masas gaseosas que contienen muchos elementos y compuestos hallados en los depósitos minerales, se han encontrado grandes cantidades de magnetita, así como sulfuros, metálicos, bóricos, fluoruros, boratos, azufre, molibdenita, como ejemplo, tenemos que a altas temperaturas se puede formar azufre nativo y hematita.

Los gases también reaccionan con los líquidos y forman minerales a temperaturas elevadas, un ejemplo es la precipitación del sulfuro de cobre a partir de aguas minerales de sulfato cúprico por el sulfuro de hidrógeno, los más importantes son las reacciones entre las emanaciones gaseosas y los sólidos producen minerales de alta temperatura, como la asociación de silicatos raros. k) Reacción de los líquidos con líquidos y sólidos. El gran volumen de fluidos magmáticos eliminados durante la consolidación de rocas intrusivas disuelve grandes cantidades de materia minera, son soluciones líquidas en su ascensión pueden reunirse con aguas superficiales de composición diferente, así como con rocas de reactividad variante o mezclarse con otras soluciones magmáticas.

Las reacciones entre soluciones y sólidas son probablemente los procesos naturales más importantes en la formación de los minerales hipogénicos y supergénicos. Las aguas están continuamente en contacto con rocas y minerales, produciendo reacciones químicas y se precipitan en minerales de mena y de ganga. Interviniendo varios procesos: metasomatismo o sustitución, solubilidad relativa, reducción u oxidación, disposición directa, acción catalítica, absorción cambios de fase, complejos químicos etc. 1.5. Metasomatismo o reemplazamiento metasomático. Es un proceso de solución o deposición capilar por lo cual los materiales nuevos sustituyen a los minerales o rocas preexistentes. Un mineral puede sustituir a otro y conservar su forma y tamaño exactos (seudomorfo)

6 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

1.5.1. El Reemplazamiento. Es el proceso de mayor importancia en la formación de los minerales epigenéticos y en los depósitos minerales, o de los que se formaron posteriormente a las rocas que los encierran. 1.5.2. La Solubilidad Relativa. De una sustancia sólida o en solución determina la precipitación de muchos minerales a partir de la solución. Por ejemplo si una solución de sulfato de cobre entra en contacto con blenda que es más soluble, el sulfuro de cobre se depositara a expensas de la blenda la cual pasara entonces a la solución. 1.5.3. La Reducción y Oxidación. El papel que juega en la precipitación cuando una solución reacciona con un sólido. La materia orgánica o la pirita reducen el oro de las soluciones auríferas, y la materia orgánica reduce al carbonato ferroso (siderita) de las soluciones férricas. Las soluciones cupríferas pueden ser oxidadas por el hierro férrico, dando lugar a la deposición del cobre nativo y a la conocida oxidación de la pirita da limonita. a) La Acción Catalítica. Son sustancias que producen precipitaciones de las soluciones sin que ellas entren en dicha solución, es otra causa de la deposición de minerales. b) La Absorción. Es la incorporación de una sustancia a la superficie de otra, por ejemplo el caolín absorbe cobre para formar la crisocola, el gel de sílice absorbe óxido férrico, el cambio implica reacciones químicas entre las substancias.

El cambio de base ocurre entre sólidos y líquidos del mismo se cambian cationes, produciendo una modificación en las características de ambos.

c) Procesos de Meteorización. La meteorización es mucho más importante de lo que se cree generalmente, para la formación de minerales de importancia económica. Es una complicada operación que implica varios procesos distintos: desintegración, oxidación, hidratación, reacción de soluciones de gases y con otras soluciones, gases y sólidos y evaporación. La meteorización se subdivide en mecánica y química.

1) La Acción Mecánica. Tiene importancia en los valiosos depósitos superficiales, no crea minerales útiles, simplemente libera y concentra los ya formados.

7 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

2) La Acción química. Reduce el volumen de los minerales, creando mayor superficie disponible para el ataque, la meteorización química y crea minerales útiles. 1.6. Yacimientos preexistentes de minerales de importancia económica. Producen nuevos minerales, estos cambios son producidos por la acción de las aguas superficiales y del agua atmosférica, oxigeno y anhídrido carbónico. Ciertos minerales quedan alterados in situ: otros son disueltos, arrastrados y precipitados en forma de minerales nuevos, los sulfuros más comunes son atacados en la zona de oxidación se convierten en limonita, metales nativos, óxidos, carbonatos, Silicatos, sulfatos y cloruros. Debajo de la zona de meteorización se precipitan sulfuros supergénicos, como la calcosita, covelita, argentita y otros. 1.7. Masas marginales y submarginales. Son minerales diseminados de bajo grado, como la pirita y calcopirita se convierten en depósitos comerciales, muchos depósitos en el mundo se han formado, de esta manera. a) Minerales de ganga. Como la siderita y rodocrosita, los carbonatos de manganeso hierro, el feldespato se convierten por meteorización en óxidos utilizables de manganeso, hierro en arcillas para porcelana. b) Rocas. Se transforman por meteorización en minerales de nueva formación y forman valiosos depósitos de minerales. Las ígneas feldespáticas y las pizarras producen depósitos de bauxita que es la mena de aluminio. 1.8. Metamorfismo. Los agentes de metamorfismo son: la presión el calor el agua, actúan sobre las rocas y los minerales dando origen, por recombinación y recristalización de los ingredientes a nuevos minerales, que son estables en las nuevas condiciones impuestas algunos de ellos de valor económico, el granate, grafito, silimanita son creados por metamorfismo. 1.9. Termómetros Geológicos. Los minerales que proporcionan datos sobre la temperatura de su formación y de los depósitos que los encierran se denominan termómetros geológicos, mediante repetidas observaciones de la asociación de ciertos minerales con otros diagnosticados previamente han servido para determinar la termometría geológica. 1.10. Mediciones directas. La medición de las temperaturas de las lavas, fumarolas, manantiales calientes proporcionan la temperatura máxima de formación para minerales contenidos en los mismos, se han llegado a registrar temperaturas de 1,185°C, para lava básica, 8 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

en general los minerales primarios de las rocas más básicas según Bowen se forman por encima de los 870°C, disminuyendo a medida que aumenta la sílice

La temperatura de las fuentes termales se extiende por debajo del punto ebullición del agua, se pueden asignar temperaturas máximas de formación al ópalo, yeso, cinabrio, estibinita y otros muchos que se han observado en depósitos hidrotermales. 1.11. Punto de fusión. Los puntos de fusión de los minerales indican temperaturas máximas de cristalización, o límites superiores de temperatura de formación. La presencia de otras sustancias hace descender generalmente el punto de fusión. 1.12. Disociación. Los minerales que pierden constituyentes volátiles a ciertas temperaturas pueden servir también de termómetros geológicos, sin embargo, la temperatura de disociación aumenta con la presión, por ejemplo las zeolitas indican bajas temperaturas de formación porque cuando se calientan pierden su contenido de agua siempre que la presión no sea muy elevada. 1.13. Punto de inversión. Los indicadores más útiles de la temperatura son los puntos de inversión, por lo que están poco afectados por la presión y los cambios reconocen fácilmente en su mayoría. Se conocen muchos puntos de inversión a las temperaturas reinantes en la formación de la mayor pare de depósitos minerales. La sílice es la que se usa con mayores frecuencias y se encuentra de un modo general, y presenta 4 modificaciones cristalinas estables, cuyas zonas de estabilidad son conocidas. La tridimita y la cristóbalita, el cuarzo, se forman a 870°C, a 573°C, el cuarzo se transforma o retrocede a cuarzo

bajo o (y viceversa) con una simetría diferente

reconocible. 1.14. Desmezcla. Los minerales que forman soluciones sólidas naturales y se separan de sus mezclas a determinadas temperaturas inferiores dando ínter formaciones minerales distintas, sirven de termómetros geológicos, pues indican una temperatura de formación por encima de la cual tiene lugar la mezcla por ejemplo Schwartz, demostró que la calcopirita y la bornita se separan de sus mezclas a 475°C, etc. 1.15. Recristalización. Este cambio es algo parecido a la inversión y desmezcla, pero se aplica de un modo específico a los metales nativos. Carpetear y Fisher, descubrieron que el cobre nativo experimenta una acusada recristalización a unos 450°C.

9 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

1.16. Inclusiones líquidas. Hace mucho tiempo que Sorby demostró que las inclusiones liquidas en cavidades de los cristales, indican la temperatura aproximada de formación de los cristales mediante el volumen de la contracción del líquido, suponiendo que éste llenaba originalmente la cavidad.

1.17. Cambios de propiedades físicas. Algunos minerales experimentan a ciertas temperaturas, visibles cambios en algunas propiedades físicas. Los halos pleocroicos de la mica quedan destruidas a 480°C, el cuarzo ahumado y la amatista pierden color entre 240°C, y 260°C, y al rededor de 175°C, desaparece el color de la fluorita. 1.18. Paragénesis. La repetida asociación de ciertos minerales en depósitos que contienen uno o más termómetros geológicos es posible clasificarlos, como minerales de alta media y baja temperatura. A continuación se mencionan algunos Minerales de alta, media y baja temperatura.

ALTA Magnetita Especularita Pirrotina Turmalina Casiterita Grana Piroxeno Anfíbol – Topacio

MEDIA Calcopirita Arsenopirita Galena Blenda Tetraedrita Argentita

BAJA Estibnita Rejalgar Cinabrio Telúricos Selénidos Siderita

Plata roja Marcasita Adularia Calcedonia Rodocrosita

10 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

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

MATERIALES DE LOS YACIMIENTOS MINERALES Temperatura

Mineral

Naturaleza

1890

Olivino (fosterita)

Punto de fusión

Observaciones

Autoridad Larsen

1713

Cristobalita

Punto de fusión

Bowen

1550

Anortita

Punto de fusión

Larsen

1470

Tridimita a cristobalita

1391

Diópcido

1248

Nefelina a carnegita

1185

Lava basáltica

Medida

11-57-1187

Pirrotina

Punto de fusión

1150

Ortoclasa

irregularmente

1125

Wollastonita

1120

Funde la galena

Punto de fusión

1120

Funde la albita

Punto de fusión

1045

PbS-ZnS eutérico funde

Punto de fusión

1020

Blenda wurtzita

1000 955-1140 990

Egirina

900

Tremolita

900 870 842

Argentita

830-900

Cobaltina invierte

800

Granatepierden birrefringencia

800

Magnetita-ilmenita no mezclan

600-700

Carbono obtenido de caliza

700

Magnetita-ilmenita no mezclan

Desmezcla

685

Pirita a pirrotina-azufre

Disociación

675

Oligisto-ilmenita no mezclan

Desmezcla

630

Galena-argentita eutérica

Punto de fusión

609

Jamesonita funde

Punto de fusión

605

Expulsión del color de la Caliza

Inversión

Erdmann.

603

Leucita a leucita

Desmezcla

Schairer

600

Calcopirita-pirrotita

sublima

Schwart

580

Cinabrio

sublima

573

Cuarzo bajo a cuarzo alto

Punto de inversión

550

Blenda y calcopirita no mezclan

Desmezcla?

550

Maghemita-oligisto

546

Estibinita funde

530

Brucita

Bowen Punto de fusión

Bowen Shepherd Bowen Bowen da leucita

Bowen

(ssolución1300°

Osborn

PbS = 94%

Ramdohr

Si 17% Fe T es 880°C

Merwin

Silimanita, cianita, andalucita

De mullita

Posnjak

Piroxeno ortorrómbico

Límite superior

Bowen

Funde

Irregularmente

Bowen

Disociación

Da diópcido

Posnjak

Calcita disocia a 1 atm.

40 atm.=1100°

Smith

Cuarzo superior a tridimita

Lento Punto de fusión

Edwars

Lindgren Ramdohr 800° a 40° Dudoso

Lindgren demasiado

elevado

Ramdohr Bowen

elevado

Ramdohr Bowen

Incongruentemente

Klooster

Edwars Enantiotrópico

Larsen Borchert Ramdohr Jerger

Estable hasta

Gilligham

11 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

MATERIALES DE LOS YACIMIENTOS MINERALES Temperatura

Mineral

Naturaleza

Observaciones

Autoridad

500

Estannita-calcopirita

desmezcla

Ahlfield

500

Calcopirita-tetraedrita

desmezcla

Edwars

500

Blenda en calcopirita

desmezcla

Borchert

500

Calcopirita

485

Plagionita-estibinita

Punto de fusión

Bowen

483

Pirargirita

Punto de fusión

Edwars

481

Mica-halos pleocroicos

475

Bornita-calcopirita no mz

Desmezcla

473

Pirargirita-proustita

Punto de fusión

Bastin

472

Calaverita funde

Punto de fusión

Pelabon

210-465

Wollastonita

Recombinación

450

Cubanita-petlandita

desmezcla

Gillingham

450-425

Pirrotina-petlandita

desmezcla

Schwartz

450

Calcopirita-cubanita

Inversión

Newhose

450

Marcasita a pirita

Inversión

450-300

Pirr.cpSol.a calcopirita

Inversión

borchert

400

Cobre nativo recr.

Reclistalización

Carpenter

400

Microclina

desmezcla

E.Spencer

400

Adularia

Temp.máx.de form.

400

Metacinabrio a cinabrio

Inversión

400-500

Formación de silicatos Ca

400-500

Cloruro de sodio, solubilidad

Inclusiones fluidas

Lindgren

360

Oro

Recristalización

Edwars

350-550

Pirrotina-calcopirita

desmezcla

borchert

350-400

siderita de oligisto

disociación

300

Cuarzo-ahumado:

desaparece el color

Lindgren

300

Calcosita-estromeyerita

desmezcla

Schwartz

275-350

Plata-discrasita

desmezcla

Carpenter

275

Bornita -tetraedrita

desmezcla

Edwars

271

Bismuto funde (Cu,Ag)

Punto de fusión

268

Carnalita: inversión

Punto de inversión

265

Boracita, ortorrómbica

Punto de

262

Ag-Bi eutérico

Punto de fusión

Bowen

255-235

Calcopirita a pirrotina

No mezclan?

Borchert

262

Ag-Bi eutérico

Punto de fusión

Bowen

255-235

Calcopirita a pirrotina

No mezclan?

Borchert

Ramdohr

Science, Formado encima

Indefinida

Monotrópico

475°

Morey

Allen

E.Spencer Ramdohr Lindgren

No demostrado

(289°-Ramdohr)

Scheneider

Johnson Ramdohr

Pronto

Mugge

12 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

MATERIALES DE LOS YACIMIENTOS MINERALES Temperatura

Mineral

Naturaleza

Observaciones

Autoridad

250 240-260

Cuarzo ahumado, calcopirita

Pierden color

Holden

235

Pirrotina

No mezclan

Ramdohr

215

Ilmenita

No mezclan

Kooenigdsb

210-230

Galena

Desmezcla

Ramdohr

210

Matildita

Inversión

Ramdohr

200-250

Alemonita

No mezcla

Ramdohr

200

Plata recristalizada

Recristalización

Carpenter

184

Calaverita

179

Acantita-Argentita.

175

Flourita, desaparece el color

175-225

Bornita -calcosina

No mezcla lento

Schwrtz

168

Carnalita

Funde segualmente

Van’t

150

TeAg2

149

Hessita

Punto de Inversión

144-139

Pirrotina

Punto de inversión

Roberts

135

Blenda

Vacuolas

Newhose

135

S2A2

130

Goetita

inestable

100

Zeolitas punto máximo

Formación

100

Adularia

93-105

Calcosina

Borchert Inversión

Schneiderrho Lingren

Ramdohr

Ramdorhr Psnjak Baja preción Limite inferior Punto de inversión

Zies

75

Punto de inversión

Ramdohr

70

Punto de inversión

Edwaes

43

Punto de inversión

Monotropico

Bäckstró

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

13 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

14 M en C. Luis Ortiz y Sandoval

CAPÍTULO 2 2. MAGMAS, ROCAS y YACIMIENTOS MINERALES.

La cristalización de los magmas da origen a una gran variedad de minerales, que se asocian para dar origen a las diversas rocas ígneas, que a su vez pueden contener una cierta variedad de concentraciones de determinados minerales de interés económico. Esta variedad está en relación con la variedad de procesos implicados en la génesis y evolución de los magmas desde su formación en niveles más o menos profundos del planeta hasta su cristalización en proximidad de la superficie.

Un placer de oro se pudo haber producido por un retoño magmático, que sufrió primero una desintegración y posteriormente fue concentrado por aguas en movimiento hasta formar un yacimiento explotable. Se han tenido asociaciones muy generalizadas de minerales con cierta clase de rocas ígneas, por ejemplo cromita con peridotita, o estaño con granito. 2.1. Magmas. Los magmas son masas de materia en fusión dentro de la corteza terrestre, a partir de las cuales se cristalizan las rocas ígneas. Sin embargo su composición no es la misma que de las rocas a que dan origen, porque los magmas contienen agua, e importantes cantidades de substancias volátiles que escapan antes de producirse la consolidación completa, con soluciones a alta temperaturas de silicatos, sílice, óxidos metálicos y algunas sustancias disueltas. Obedecen a las leyes de las soluciones químicas. Según Larsen, su temperatura oscila entre 600°C para los magmas de riolita y 1250°C, para los magmas basálticos.

Los volátiles consisten principalmente: en agua, anhídrido carbónico, azufre, cloro, flúor y boro cuando disminuye la viscosidad, hacen descender el punto de fusión, se reúnen y transportan y determinan la formación de yacimientos minerales.

Los magmas son fenómenos que ocurren dentro de la corteza terrestre, en forma de depósitos o bolsas de magmas que son empujados hacia arriba luego se consolidan. La fusión es local debajo de la corteza sólida no queda ninguna capa continua en fusión, la temperatura de las rocas es debido al calor interno de la tierra, es superior al punto de fusión de las mismas pero la enorme presión determinada por la carga de las rocas que están encima e impide tal fusión. Sin embargo si disminuye la presión por alabeo, fallas o eliminación de la carga superior por la erosión produciría la fusión y el resultado sería la formación de magma.

M en C. Luis Ortiz y Sandoval

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El magma líquido, lo mismo que todo líquido a presión tiende a desplazarse hacia el punto donde es menor la presión, en su desplazamiento hacia arriba el magma puede remover bloques del techo rocoso, que caen en el líquido, dando origen a los enclaves, puede empujar a un lado rocas débiles o deslizarse entre fracturas a lo largo de planos de estratificación, formando lacolitos, diques o puede ser expulsado a la superficie dando origen a erupciones volcánicas o puede solidificarse en las profundidad formando grandes intrusiones como masas o batolitos.

2.2. Cristalización. La cristalización de los minerales no está determinada por sus temperaturas de fusión, ningún mineral puede cristalizar por encima de su punto de fusión. Por consiguiente un magma puede permanecer fluido a una temperatura inferior al punto de fusión de todos sus componentes. 2.3. Orden de Cristalización. Las sustancias más insolubles cristalizan primero y generalmente son los minerales accesorios tales como apatito, circón, titanita, rutilo, ilmenita, magnetita y cromita. En general, el orden de cristalizaciones de basicidad decreciente. EL olivino, piroxeno rómbico (de Mg). Seguidos por los clinopiroxenos, plagioclasa básica, horblenda, plagioclasa media, plagioclasa ácida, ortoclasa, mica y cuarzo. Como se muestra en la orden de cristalización de Bowen. Olivino

Plagioclasa cálcica Piroxenos de Mg.

Piroxenos de Mg-Ca

Plagioclasa calcoalcalina

Anfiboles

Plagioclasa alcalina

Biotita

Feldespato potásico Moscovita Cuarzo Serie de reacción de Bowen en las rocas subalcalinas

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M en C. Luis Ortiz y Sandoval

Las substancias volátiles o mineralizadoras como flúor, boro, y el cloro conjuntamente con el estaño se encuentran en los líquidos madres de los magmas silícicos restantes, pueden ramificarse y llegar a formar diques ricos en minerales. Fenómenos magmáticos y tipos de rocas que se forman

En la figura 1. Se presentan diferentes de procesos magmáticos: la fusión parcial de la corteza (llamada anatexia), el ascenso de los magmas (en verde, de origen mantèlico; en rojo, de origen cortical), y su consolidación como rocas plutònicas (plutones), subvolcànicas (diferenciando la s morfologìas de lopolitos, alcoholitos, sills y diques). También se presenta esquemática esquemáticamente la actividad volcánica, que genera lavas, piroclastos, y rocas con una cierta componente sedimentaría (epiclastitas). 2.4. Diferenciación. Es inconcebible que magmas originalmente diferentes hayan pasado por único conducto, lo cual hace llegar a la conclusión de que unos magmas originariamente homogéneos se dividieron en fracciones diferenciales a este proceso se le llama diferenciación magmática. Durante el proceso de la diferenciación, ciertas substancias metálicas como óxidos de hierro pueden reunirse en fracciones en que estas concentraciones y se consoliden formando parte de la intrusión o bien masas inyectadas separadamente y formar depósitos en minerales magmáticos. 2.5. Diferenciación por cristalización. Se ha demostrado que cuando un magma se empieza cristalizar y tienden a formarse, primeramente ciertos cristales de este modo la porción líquida del magma quedó empobrecida de los constituyentes que integran dichos primeros cristales, los cristales

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formados en primer lugar son principalmente minerales pesados como la magnetita y el olivino, estos caen al fondo del líquido no tan denso como ellos, a medida que avanza la cristalización, los cristales formados primeramente se solidifican gradualmente y en cima de los mismos queda un líquido de diferente composición esto se le llama magma residual.

Si los minerales formados primeramente fueran más ligeros que el líquido restante como en el caso de ciertos magmas básicos, subirían a la superficie y se produciría una separación parecida. 2.6. Inmiscibilidad. Se entiende por inmiscibilidad la imposibilidad de que se produzca mezcla, como entre el agua y el aceite. Vogt, explica el origen de ciertos depósitos de sulfuros, considerando que los sulfuros disueltos con el descenso de temperatura se separan en forma de gotitas inmiscibles que se depositan como fracción fundida. 2.7. Rocas ígneas. Como resultado de la cristalización y diferenciación se forman asociaciones de minerales que producen varias clases de rocas ígneas. La textura de las rocas está determinada principalmente por el ritmo de enfriamiento, y también por una gran cantidad de mineralizados presentes durante la consolidación, un enfriamiento lento nos da una textura granada, si el enfriamiento es rápido los cristales son pequeños y la textura es afanítica y si es muy rápido no se produce cristalización alguna y se forma el vidrio, como en caso de algunas lavas. La cristalización interrumpida puede dar una textura porfídica consistente en cristales grandes (fenocristales) en una matriz de grano más fino. Esta textura fue producida por una cristalización inicial de minerales de forma anterior, seguida por un desplazamiento del magma hacia otro lugar, donde el líquido remanente experimentó cristalización completa.

Así resultan variedades diferentes de rocas ígneas a partir de diferencias tanto en composición como de textura. 2.8. Pegmatitas. Al proseguir la cristalización del último líquido residual de un granito principalmente de silicatos de bajo punto de fusión y considerable cantidad de agua, junto con otros componentes de bajo punto de fusión y volátiles y relativa concentración de muchas de las substancias que integran los depósitos minerales de origen ígneo. Además del agua las substancias volátiles están constituidas por componentes de boro, flúor, cloro, azufre, fósforo y otros elementos más raros. Todos ellos ayudan a la cristalización reduciendo la viscosidad del magma y disminuyendo el punto de congelación de los minerales.

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Figura 2. Se muestran algunos tipos de rocas ígneas

Es una transición entre una fase ígnea y una fase hidrotermal, con más inclinación, la ígnea se le denomina fase pegmatítica. Las avenidas del líquido primitivo dan simples diques pegmatíticos que son variedades de rocas ígneas y otros elementos, algunos minerales de los depósitos de menas, se caracterizan por contener drusas y contener compuestos de tungsteno, estaño, uranio, titanio, berilo, fósforo, cloro, fluor y otros elementos. 2.9. Emanaciones gaseosas y líquidos. Tener ha demostrado que un magma tiende a dividirse en:

1. Líquidos sulfurosos inamisibles que cristalizan y forman yacimientos de sulfuro magmático. 2. Cristales de silicatos y óxidos que forman rocas ígneas de yacimientos de mineral. 3. Emanaciones gaseosas que escapan. 4. Líquidos residuales.

Los dos últimos son de especial interés para los geólogos desde el punto de vista económico, son colectores y transportadores de la mayoría de los constituyentes de los depósitos minerales

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mezclados con aguas meteóricas, constituyen las soluciones mineralizadoras o soluciones hidrotermales a que se deben su formación la mayoría de los depósitos minerales metálicos. 2.10. Los residuales. Se conoce que la mayoría de los depósitos minerales de origen ígneo son resultantes de aguas termales de derivación magmática. Las soluciones hidrotermales se consideran originarias, directa o indirectamente, del magma consecuencia de la cristalización y la diferenciación.

La naturaleza de los líquidos residuales sólo puede determinarse por deducción ya que no pueden ser observados directamente como lo pueden ser las emanaciones gaseosas. Los manantiales calientes se llegan a tener pocos indicios de su líquido original porque sus aguas pueden condensarse a partir de volátiles, parece evidente que los magmas dan:

a. Volátiles que interiormente condensan en soluciones hidrotermales b. Líquidos hidrotermales c. Líquidos primitivos pegmatíticos que a su vez dan pegmatitas, volátiles y soluciones hidrotermales pobres en metales. 2.11. Magmas y Yacimientos Minerales. La demostración consiste en la presencia de rocas ígneas que por si mismas son minerales; por ejemplo en las emanaciones de volcanes, fumarolas y manantiales calientes, en la zonificación alrededor de los centros ígneos y en el carácter de las soluciones mineralizadoras. 2.11.1. Las rocas ígneas como minerales. Algunas rocas ígneas son la misma masa del mineral, como algunos depósitos de magnetita, cromita, ilmenita, corindón, o diamantes.

2.11.2. Relación entre ciertos metales y las rocas especificas. Las observaciones sobre el terreno ponen de manifiesto una asociación de ciertos minerales de mena con rocas específicas. Esta asociación establece una relación entre los minerales de mena y las rocas indicando que ambos tienen un mismo origen. Por ejemplo los depósitos de origen primario se hallan sólo en rocas ultrabásicas, como dunita o peridotita, los diamantes de Kimberlita, la cromita en peridotita o serpentina, la ilmenita en gabro o anortosita, magnetita titanífera, el corindón en rocas libres de cuarzo como la sienita nefelina, los sulfuros niquelíferos en norita o en gabro, estaño en granitos silícicos, el berilo en pegmatita granítica.

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Magmas y Yacimientos minerales

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

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Los elementos que se ramifican hacia arriba se encuentran en los formados por emanaciones magmáticas, los que cuelgan hacia abajo son concentraciones magmáticas, los caídos son productos meteorizados. Los círculos de trazo continuo, indican las concentraciones principales. 2.11.3. Relación con los volcanes. El volcanismo ofrece la oportunidad para observar directamente las relaciones existentes entre los depósitos minerales y los magmas, aunque los depósitos formados sean relativamente de poca importancia desde el punto de vista económico. Entre los sublimados de los volcanes han sido observado azufre, rejalgar, glauberita, teluro, cobalto, estaño, zinc, plomo, cobre, bismuto, fósforo, oligisto especular, bismuto, tenorita, sodio, hierro. 2.11.4. Fumarolas. Los volcanes cuya violencia no es favorable a depositación, es la demostración de los sublimados y de las fumarolas, con esto se demuestran que las substancias nosolo son transportadas por magmas sino también en una fase gaseosa, se han detectado minerales como el cobre, potasio, hierro, sodio, carbonato, sulfato sódico, fluoruros, sulfuros, compuestos de cobalto, rubidio, estroncio etc. 2.11.5. Fuentes termales. Las fuentes termales contienen numerosas substancias minerales y demuestran que estas aguas calientes, disuelven las transportan, y depositan.

Las aguas de manantiales calientes pueden ser meteóricas, magmáticas o ambas cosas a la vez, aunque es difícil distinguirlas. La temperatura no es una guía segura porque las mantillas pueden originarse sin calor volcánico, y las existentes en zonas de vulcanismo pueden ser aguas meteóricas por ser ineludible su mezcla con aguas meteóricas próximas a la superficie. La mejor indicación de su derivación magmática es la presencia de constituyentes magmáticos, como lo ha demostrado. Con las aguas termales de Yellowstone. Lingren divide los manantiales “juveniles” en aguas de cloruro-silicato de sodio y aguas de carbonato de sodio. La mayoría de fuentes termales llamadas “juveniles” son probablemente meteóricas en gran parte, con aportaciones menores de agua y constituyentes magmáticos. 2.11.6. Zonación mineral. En muchos distritos mineros, los minerales están en zonas o en fajas alrededor del centro ígneo, con la temperatura más alta y los minerales más solubles cerca del origen, y la temperatura más baja y los minerales menos solubles lejos del origen.

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2.11.7. Carácter de las soluciones mineralizantes hipogénicas. Las soluciones mineralizadoras hipogénicas pueden ser gaseosas, líquidas o ambas cosas a la vez, los líquidos pueden ser acuosos o pegmatíticos. Las fuentes termales que transportan o depositan metales en la superficie son alcalinas.

El líquido pegmatítico residual de un magma en diferenciación debe ser alcalino, según Bowen, debido a la interacción del agua y los silicatos. 2.11.8. Relación con los volcanes. El vulcanismo ofrece oportunidad para observar directamente las relaciones existentes entre los depósitos son de poca importancia desde el punto de vista económico, pero científicamente demuestran la derivación magmática de muchos minerales y metales. Los depósitos conocidos adentro y fuera son el azufre nativo y entre los sublimados han sido observados: azufre, rejalgar, glauberita, teluro, cobalto, estaño zinc, plomo-cobre, bismuto, fósforo, ácido bórico y sodio

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CAPÍTULO 3 3. Procesos de Formación de los Yacimientos Minerales.

La formación de los yacimientos minerales es muy complicada, ya que algunos contienen varias menas y gangas, y que a la fecha no existen dos iguales y estos han sufrido procesos diversos, en la formación de un depósito pudieron haber intervenido más de un proceso, entre los agentes que intervienen de los yacimientos minerales es el agua ya sea en forma de vapor, agua magmática caliente, agua meteórica fría, agua de mar, lago o río, temperatura y presión de la superficie, otros agentes son los magmas, gases, vapores, sólidos en solución, la atmósfera, los organismos, y la roca encajonante.

Se muestra un esquema general de algunos de los procesos de formación yacimientos minerales, faltando en este esquema la formación de yacimientos Volcanogenéticos Sedimentarios, Sedex y yacimientos de placer.

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

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Fig. 5. Zoneamiento de los concentrados geoquímicos según Fersman, completado por los estados de erosión según Emmons En nuestro curso veremos los diferentes procesos que dan origen a los principales yacimientos minerales y son los siguientes: o o o o o o o o o o o o o o

Concentración magmática. Sublimación. Metasomatismo de contacto. Procesos Hidrotermales. Relleno de cavidades. Reemplazamiento. Stockwork o Pórfidos Cupríferos Oxidación y enriquecimiento supergénico. Sedimentación. Evaporación. Concentración residual y mecánica. Metamorfismo. Volcanogenéticos sedimentarios – Exhalativos Placer En los yacimientos minerales intervinieron dos más procesos estos pudieron haber intervenido

al mismo tiempo o en diferentes épocas. La sustitución y el relleno de cavidades actúan comúnmente juntas. La sedimentación produce una capa de mineral de hierro de bajo grado. La meteorización lo enriquece y el metamorfismo lo altera.

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Los yacimientos formados al mismo tiempo que las rocas son denominadas singenéticas. Los yacimientos que son formados posteriormente a las rocas se les denominan epigenéticos.

3.1. Concentración Magmática. Los magmas pueden concentrarse en masas de suficiente volumen y riquezas, llegando a constituir yacimientos minerales de valor económico, son grandes y ricas pero existen relativamente pocos.

Los yacimientos magmáticos se caracterizan por su estrecha relación con las rocas ígneas intrusivas intermedias y profundas. Se les denomina también segregaciones magmáticas, inyecciones magmáticas o depósitos singenéticos ígneos.

Los yacimientos magmáticos se forman de la masa ígnea intrusivas por simple cristalización o por concentración por diferenciación. Los yacimientos ortomagmáticos propuesto por Niggli, en la formación de concentraciones magmáticas tienen completa aplicación los procesos de diferenciación.

Los yacimientos magmáticos primitivos son el resultado de los procesos magmáticos: los denominados ortotécticos y ortomagmáticos han sido formados por:

1. simple cristalización sin concentración 2. segregación de cristales de la primera formación 3. inyección de materias concentradas en otros lugares por diferenciación.

Los minerales metálicos cristalizaron antes que los silicatos de la roca y se separaron por diferenciación y cristalización. 3.1.1. Diseminación. La cristalización simple de un magma profundo in situ una roca producirá una roca granuda en cuya masa pueden estar diseminados los cristales. Los depósitos resultantes tienen la forma de roca intrusiva, que puede ser un dique, chimenea o una masa de forma de bolsa, su volumen es grande comparado con la mayoría de los yacimientos minerales. El mismo proceso puede producir una masa sin valor comercial.

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3.1.2. Segregación. El término segregación es empleado a menudo, de un modo general, para designar a los depósitos magmáticos diferenciándolos de los formados por solución u otros medios. Siguiendo el significado original exclusivamente para las concentraciones de minerales que cristalizaron in situ de los que hay que distinguir de la inyección, en el que el diferenciado ha experimentado un cambio en posición de consolidación. Las segregaciones magmáticas tempranas son concentraciones tempranas valiosas constituyentes del magma producido por diferenciación por cristalización gravitativa.

Los depósitos minerales formados por segregación magmática primaria son generalmente lenticulares y de volumen pequeño, por lo común son lentejones aislados, coniformes y se presentan en racimos, en algunos se casos se forman capas en la roca huésped. 3.1.3. Inyecciones. Muchos yacimientos magmáticos se consideraban pertenecientes a este grupo. Los minerales metálicos se concentraron probablemente por diferenciación por cristalización. Son anteriores o contemporáneos de los minerales primarios (ígneos) asociados, no han permanecido en el lugar de acumulación original, sino que fueron inyectados en la roca huésped o en las rocas circundantes. Las relaciones estructurales del yacimiento con la roca que los encierra muestra claramente que fueron inyectados; atraviesan las estructuras rocosas que los encierran, incluyen fragmentos de dicha roca o se presentan en forma de dique u otras masas intrusivas en rocas ajenas, incluso llegan a metamorfosear las paredes de las rocas. 3.1.4. Yacimientos magmáticos secundarios. Los yacimientos magmáticos secundarios son masas de minerales pirogénicos que cristalizaron al final del período magmático. Son las partes consolidadas de las fracciones ígneas que las subsistieron después de la cristalización, de los silicatos formados primeramente, en este respecto difieren las concentraciones primarias de minerales metálicos. Por lo tanto los minerales metálicos de los yacimientos magmáticos secundarios se formaron después de los silicatos de la roca, los atraviesan, los inundan y reaccionan con ellos, produciendo bordes de reacción. Estos cambios denominados alteraciones deutéricas, ocurrieron antes de la consolidación final de la masa ígnea y deben distinguirse de los efectos neumatolíticos o hidrotermales posteriores. Los yacimientos magmáticos secundarios están predominantemente asociados con rocas ígneas básicas y se formaron por variaciones de la diferenciación por cristalización. Las pegmatitas primarias se presentan principalmente en forma de inyecciones, pero también como segregaciones.

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3.1.5. Segregaciones líquidas y residuales. El magma residual se enriquece, general y progresivamente, en sílice, álcalis, y agua, en ciertos tipos de magma básico, el magma residual puede enriquecerse en hierro y titanio. El líquido residual puede segregarse a los intersticios cristalinos al interior de la cámara magmática y cristalizar, sin ulterior desplazamiento, formando los últimos minerales pirogenéticos. En caso de inmovilidad, este líquido forma segregaciones magmáticas secundarias en la porción central de la cámara magmática o en las capas del fondo, puede formar valiosos depósitos. 3.1.6. Inyección líquida residual. En este proceso el líquido residual es rico en hierro se acumula en circunstancias de perturbaciones conjuntas a las intrusiones ígneas.

1. Puede ser desviado a lugares de menos presión en las porciones consolidadas suprayacentes de la roca madre o hacia el interior rocas que lo encierran. 2. Si no se ha producido acumulación del líquido, el líquido residual rico en hierro puede filtrarse por presión hacia fuera y formar inyecciones magmáticas posteriores.

Las masas minerales resultantes pueden ser de forma irregular capas o diques y generalmente atraviesan la estructura primaria de la roca huéspedes o cortan a las rocas invadidas.

Las relaciones de las rocas intrusivas ígneas normales y los minerales metálicos rodean, atraviesan, corroen, y reaccionan con los silicatos magmáticos de formación anterior, sin embargo estas reacciones tienen lugar antes de la consolidación final. Si los fluidos inyectados, ricos en hierro, son ricos en volátiles, pueden producir una reacción neumatolítica.

3.1.7. Segregación de líquidos no miscibles. Al parecer los óxidos metálicos no pueden formar soluciones no miscibles en magmas de silicatos Vogt, demostró que los sulfuros de hierroníquel-cobre, son solubles entre 6 y 7 % de magmas básicos y que al enfriarse pueden separarse en forma de gotas inmiscibles que se acumulan en el fondo de la cámara magmática, donde forman segregaciones del sulfuro líquido. Los sulfuros permanecen líquidos hasta después de haber cristalizado los silicatos, entonces penetran en estos, los corroen y cristalizan alrededor de los mismos. Estos son los últimos minerales pirogénicos que cristalizan y al penetrar corroen los silicatos anteriores dan origen a las relaciones que con frecuencia han sido interpretadas como hidrotermales. Los yacimientos están formados por una mineralogía

muy simple pirrotina,

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

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confinados a las rocas ígneas básicas de la familia del gabro. Los productos de procesos magmáticos pueden dividirse en metales nativos, óxidos sulfuros, y piedras preciosas. A continuación enumeramos los diversos yacimientos y los minerales importantes. TABLA 4. PRODUCTOS DE IMPORTANCIA ECONÓMICA

Yacimientos Minerales

Metales nativos Platino Metales de platino Oro, plata Hierro-Níquel

Platino con cromita o sulfuros de Ni,-Cu, Co Osmio, iridio, paladio, y otros Metales subproductos Metales nativos

Óxidos Hierro Hierro-titanio Titanio Cromo Wolframio Corindón

Magentita, algo de hematita Magnetita titanífera, hematita. Ilmenita Cromita Wolframita Corindón

Sulfuros Níquel cobre Pirrotita y metales preciosos Níquel Cobre Molibdeno

calcopirita, petlandita, polidimita, sperrylita, con Pentlandita y polidimita, con pirrotina Bornita y calcopirita, con pirita (raro) Molibdenita (raro)

Piedras preciosas Diamante Granate Peridoto

Diamante Piropo, Almandino Peridoto

3.1.8. Asociación de las rocas y de los productos minerales. Existen asociaciones definidas entre minerales metálicos y magmáticos, con ciertas clases de rocas. El platino sólo se encuentra en rocas básicas o ultrabásicas, variedades de norita, peridotita y sus productos de alteración

La magnetita titanífera tiene por roca madres el gabro y la anortosita Los depósitos de magnetita magmáticas se hallan en la sienita.

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Los depósitos de níquel cobre están asociados a la norita. El corindón magmático a sienita nefelina

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

Las rocas básicas profundas están predominantemente asociadas a casi todos los depósitos magmáticos, esto puede indicar una relación genética durante el comienzo de la historia de las rocas básicas. Ejemplo de un yacimiento de concentración magmática

Se presenta un ejemplo de yacimiento de concentración magmática como el mineral de magnetita, y que es de importancia económica, y los métodos de exploración. Los métodos utilizaos en la prospección de yacimientos de fierro (magnetita) son los siguientes: se mencionan a continuación someramente. Geológico, geofísico, geoquímico

El método geológico esta íntimamente relacionado con los procesos tectónicos como se muestra en la siguiente Modelo Geológico Hipotético.

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

Los yacimientos de fierro de segregación magmática están íntimamente ligados a procesos tectónicos asociados principalmente a arcos volcánicos, como se describe a continuación. a. Corteza terrestre superior anterior al cenozoico, está limitada por cratones continentales. b. Vulcanismo marginal origina las rocas (CaAl) que son hospedantes de los principales yacimientos de Fe.

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

Fig 7. Muestra el vulcanismo ácido que cubre a los elementos geológicos que antecede y la erosión es la encargada de descubrir parcial o totalmente este tipo de yacimientos, como se muestra en la figura siguiente

Fig 8. En la siguiente figura se muestra las características de algunos yacimientos de Fe, más importantes que afloran en México

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Fig 9. La geología es un cuerpo plutónico de composición ácida y que se encuentra en contacto con roca extrusiva asociada a rocas andesitas, presenta una segregación de fierro, son las características que presenta los yacimientos e de fierro Aquila y la Colomera en el estado de Michoacán.

Como lo demuestra en la figura 9., se observa una serie de fracturas y fisuras que son producto del un efecto tectónico donde el mineral es inyectado y posteriormente segregado como los siguientes yacimientos Las Truchas en Guerrero, Hércules Coahuila, Cerro del Mercado en Durango por último el flujo de la segregación se localiza entre el contacto con rocas calcáreas aunque las rocas calcáreas, se encuentran normalmente en contacto con rocas intrusivas y produciendo un Skarn de fierro.

En la figura 9, presenta los siguientes yacimientos: San Pascual, Cerro del Mercado, Alicante, Las Truchas La Perla en Chihuahua actualmente agotado y muchos más desconocidos. Geofísica. Como sabemos que los cuerpos intrusitos con tienen pequeñas cantidades de magnetita, el método más usado en su etapa regional es la magnetometría aérea, con el objeto de obtener anomalías que estén reaccionados con cuerpos plutónicos o estructuras que hayan servido a la inyección de la mineralización. Las anomalías se pueden clasificar por su intensidad de su

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campo magnético en valores isononateles, estas deberán ser verificadas en el campo a nivel de Semidetalle si están relacionadas con la mineralización de magnetita, con fallas o con cuerpos cuerpo básico o ultrabásico.

Afloramiento mineral de hierro

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

Fig.10. Aereomagnetometría de detalle

Geoquímica. Se efectúa la toma de muestras del yacimiento para la determinación de la calidad del mineral en porcentaje de fierro y de sus impurezas. 3.2. Sublimación. La sublimación está relacionada tan sólo con compuestos que son volatilizados y posteriormente depositados a partir del vapor a menor temperatura o presión. Implica una transición directa del estado sólido al gaseoso o viceversa sin pasa por el estado líquido que usualmente se encuentra entre ambos.

Al rededor de volcanes y fumarolas se depositan muchos sublimados pero pocas en abundancia para que sean costeables.

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3.3. Metasomatismo de Contacto. Los efectos de contacto de las emanaciones gaseosas a elevada temperatura, escapan durante la consolidación de los magmas intrusivos o poco después de la misma; fueron divididos por Farrell en dos tipos:

1. Los efectos térmicos sin adición de nuevas materias, que dan origen al metamorfismo de contacto. 2. Los efectos térmicos combinados con adiciones procedentes de la cámara magmática, que dan rigen al metasomatismo de contacto

Se debe hacer una clara distinción de ambos. 3.4. El metamorfismo de contacto se manifiesta por: 1. - Efectos endógenos o internos en los márgenes de la masa intrusiva 2. - Efectos exógenos o externos en las rocas invadidas por la masa ígnea. 3. - Los efectos endógenos consisten principalmente en cambios de textura o de composición mineral en la zona marginal; pueden presentarse minerales pegmatíticos como la turmalina, el berilo o los granates.

Los efectos exógenos de grandes masas intrusivas son generalmente muy importantes. Es el efecto de un endurecimiento de las rocas circundantes, en general una completa transformación de la misma.

En una caliza impura formada por carbonatos de calcio, magnesio, hierro, cuarzo, arcilla, el óxido de calcio y el cuarzo pueden combinarse formando Wollastonita; dolomita, cuarzo y agua forman tremolita o actinita si se le añade hierro; calcita, arcilla y cuarzo forman granates o grosularia. cuarcita a partir de areniscas o mármoles a partir de calizas o dolomitas y rocas más metamorfoseadas, como corumbianitas a partir de pizarras o esquistos, rocas silicatadas complejas a partir de caliza impuras.

El resultado de estos cambios es la formación alrededor de la intrusión, de una aureola de metamórfica de contacto, que varía según la forma y tamaño de la intrusión, el carácter y estructura de las rocas.

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El Metasomatismo de contacto difiere del metamorfismo de contacto ya que implica adiciones importantes a partir del magma, las cuales por reacción meta somática con las rocas con las que establece contacto forman nuevos minerales en condiciones de elevada temperatura y presión. A los efectos producidos por el calor del metamorfismo de contacto se añaden los del metasomatismo, en virtud de los cuales los nuevos minerales están compuestos, y en parte por constituyentes que se les han agregado desde el magma. En este caso la mineralogía es más variada y compleja que con el metamorfismo térmico sólo.

Si las emanaciones magmáticas están muy cargadas de los constituyentes de depósitos minerales, resultan yacimientos magmáticas de contacto, particularmente en un ambiente favorable de rocas calcáreas. A estos depósitos se les a denominado frecuentemente yacimientos metamórficos de contacto; Lindgren dice que no son metamórficos; Son metasomáticos y sus materiales se derivan gran parte del magma y no de la roca invadida. Lindgren, propuso la denominación de depósitos pirometasomáticos, definiéndoles aquellos formados por cambios metasomáticos en las rocas principalmente en la caliza, en contacto con rocas intrusivas o cerca de las mismas y bajo la influencia de emanaciones magmáticas.

Por lo tanto los depósitos metasomáticos de contacto y los pirometasomáticos son esencialmente lo mismo, Lindgren, incluye en los pirametasomáticos son numerosos yacimientos lejanos del contacto con el intrusivos, muchos de los cuales son considerados como yacimientos de reemplazamiento hipotermal. 3.4.1. El metamorfismo de contacto se divide en:

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

2. Metamorfismo neumatolítico, que implica además del transporte gaseoso de materiales a partir del magma. a) Generalidades. Los efectos térmicos de las intrusiones magmáticas profundas sobre las rocas invadidas son el resultado del calor transferido directamente por las emanaciones magmáticas, y en menor proporción por la conducción que es más lenta. Capas enteras de rocas de

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carbonatos se transforman en rocas complejas llamadas táctitas, o skarn con la adición de los óxidos de hierro bien granatitas. b). Fases de formación. Al parecer, el Metasomatismo de contacto empieza poco después de la intrusión y continúa hasta mucho después de la consolidación de la parte exterior de la intrusión. La primera fase que es térmica, produce recristalización y recombinación, con o sin aporte del magma, esto da origen a muchos silicatos, la magnetita y el oligisto se forman con los silicatos y después de ellos, pero generalmente preceden a la formación de los sulfuros. Los sulfuros se forman en su mayoría, después de los silicatos y los óxidos. 1. Modo de transferencia. La recristalización y parte de la recombinación pueden haber sido realizadas por el calor tan sólo, inmediatamente después de la intrusión. Sin embargo, la principal transferencia de materias por los fluidos magmáticas debe de haber ocurrido en el período posterior después de estacionarse la zona fría de la intrusión y durante la acumulación del magma final, en el que habían concentrado los mineralizantes 2. Relación con la intrusión. El Metasomatismo de contacto que da origen a los yacimientos minerales no se presenta en todos los magmas, parece depender de la composición del magma y este esta relacionado con el volumen y profundidad de la masa intrusiva. 3. Composición de la intrusión. Los que dan origen a los depósitos minerales son en la mayoría silícica de composición intermedia, como monzonita cuarcífera, monzonita, granodiorita, o diorita cuarcífera. Las rocas altamente sílicas, como el granito normal, raras veces producen depósitos minerales. Tampoco se encuentran depósitos metasomáticos de contacto en rocas ultrabásicas, solo en casos raros en rocas básicas. Los yacimientos metasomáticos de contacto se produzcan a partir de los silícicos, que de las intrusiones básicas esto se debe probablemente a que la materia silícea tiene un alto contenido de agua, mientras que la básica es relativamente seca. 4. Tamaño y forma. La mayoría de los, yacimientos metasomáticos de contacto están asociados con bolsas, batolitos y masas intrusivas de tamaño similar, raras veces están asociados

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con lacolitos y grandes solares y están ausentes los diques. Las masas que buzan suavemente producen zonas más amplias de metasomatismo de contacto que los que tienen flancos muy pronunciados. 5. Profundidad de intrusión. La profundidad de la intrusión es un factor importante en la formación de los yacimientos metasomáticos de contacto, los depósitos sólo se encuentran en rocas granudas, lo que indica un enfriamiento lento. La ausencia de depósitos en rocas de textura vítrea y afanítica, debido a un enfriamiento rápido a escasas profundidades no son favorables para los depósitos metasomáticos y la mayoría de ellos cristalizaran a profundidades superiores a los 1500 m. 6. Alteración de la Intrusión. En general la intrusión resulta poco afectada, durante el metamorfismo de contacto, raramente sus bordes pueden estar alterados que oscurezcan él limite exacto entre la intrusión y la roca alterada. La epidota es el mineral principal formado durante la intrusión, es el resultado de la absorción CaO y CO 2, de la roca invadida. Con menos frecuencia se presenta él gránate, la vesubianita, clorita, diópsido, y otros minerales es frecuente la seritización de la intrusión, es un efecto causado por emanaciones ulteriores de agua termales a través los bordes estabilizados de la intrusión. 7. Relación con la composición. Las rocas carbonatas es las más afectadas por la intrusión del magma; la caliza y la dolomía pura cristalizan fácilmente y sé recombinan con los elementos introducidos.

Las rocas carbonatadas impuras resultan más afectadas aún, puesto que las impurezas como la sílice, alúmina y el hierro son ingredientes dispuestos para entrar a en nuevas combinaciones con el óxido de calcio. La totalidad de la roca adyacente a la intrusión puede ser convertida en una masa de granate, silicatos y mineral.

Las areniscas resultan un poco afectadas y recristalizan en cuarcita, y pueden contener pocos minerales metasomáticos, los esquistos y pizarras resultan calcinados y endurecidos, o alterados en forma de corumbia, generalmente con andalucita, sillimanita y estauralita. Las rocas ígneas invadidas no contienen depósitos metasomáticos de contacto, presenta una leve alteración.

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3.4.2. Yacimientos Minerales Resultantes. Los yacimientos minerales que resultan por metasomatismo de contacto constituyen una clase definitiva caracterizada por una reunión no usual de minerales de mena y de ganga.

Los depósitos consisten generalmente en varias masas inconexas y son de volumen pequeño y caprichosa distribución dentro de la aureola de metamorfismo.

a. Posición. Las masas de las menas minerales se hallan dentro de la aureola de contacto, o cerca del contacto, los depósitos generalmente diseminados irregularmente alrededor del contacto, pero tienden a concentrarse del lado de la intrusión que buza con mayor suavidad. b. Forma y Tamaño. Los depósitos metasomáticos de contacto son de contorno notablemente irregular y pueden tener todas las formas, los que presentan una forma más irregular se hallan en espesas capas de calizas en formas tabulares y los depósitos están alineados. c. Textura. La textura de los minerales es de textura basta y contienen cristales grandes o otras capas de cristales, presentan siluetas cristalinas, los minerales columnares y radiales pueden presentar facetas de cristales de varios centímetros de longitud. 3.4.3. Mineralogía. La mineralogía de estos depósitos, es la asociación de minerales de ganga característicos de alta temperatura como son: grosularia y andarina, gránate, hendembergita, hastingsita, tremolita, actinolita, wollastonita, epidota, zoicita, vesubianita, diópsido, forsterita, anortita, albita, florita, clorita y micas. Generalmente están presentes en el cuarzo y carbonatos.

Además pueden presentarse silicatos que contienen mineralizadores, turmalina, axinita, escapolita, ludwigita, condodrita, y topacio. Los metales de mena están formados por óxidos, metales nativos, sulfuros, arseniuros y sulfosales. Los óxidos están representados por magnetita, ilmenita, oligisto, (especularita), corindón y espínelas.

Abunda especialmente la magnetita, el grafito, el oro, y el platino representan los minerales nativos, los sulfuros son principalmente sulfuros básicos de metales, los sulfo arseniuros y los antimoniuros, son raros, lo mismo que los teluros, se encuentran además, sheelita y wolframita.

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Tipos de Minerales formados por metasomatismo de contacto, con sus principales constituyentes minerales y ejemplos. Tabla 5. Yacimientos Minerales Resultantes Depósitos

Minerales Principales

Hierro

Magnetita y oligisto

Ejemplos

Cobre

Cornwall (E.U; Iron spring (utha), Fierro (N. Mex) Banato (hungria). Calcopirita, bornita con pirita, pirrotita, blenda, molibdenita y óxidos Bisbee, de Fe Cananea, Utah

Zinc

Blenda con magnetita, sulfuros de hierro y plomo

Plomo

Galena, magnetita, pirita, cobre zinc.

Estaño

Casiterita, Wolframita, molibdenita

Hanover, Nuevo Mex. N. Mex. California Finlandia, Sajonia, Alaska

Wólframio

Shelita y sulfuros con molibdenita y pirita Australia, Nevada, Islandia

Molibdeno

Molibdenita, pirita y granate

Australia, Marruecos.

Grafito

Grafito y silicatos de contacto.

Canadá, Australia Columbia Británica, E.U. Corea

Oro

Oro con arsenopirita, magnetita y sulfuros de hierro y cobre

Manganeso

Manganeso, óxidos de hierro, silicatos

Granate

Granate y silicatos

Corindón

Corindón con magnetita y granate y silicatos

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México, Suecia Nueva York

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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 de cavidades o por sustitución meta somática de las rocas, formando depósitos de substitución. La substitución en condiciones de alta temperaturas y presiones próximas a la intrusión donde se formaron los depósitos hidrotermales y el relleno de cavidades predomina en condiciones de bajas temperaturas y presiones donde se formaron los depósitos epitermales ambos son características de la zona mesotermal. 4.1. Principios de los procesos hidrotermales. Los factores esenciales para los depósitos hidrotermales son:

1. Disponibilidad de soluciones mineralizadoras susceptibles de disolver materia mineral. 2. Presencia de aberturas en las rocas por las cuales puedan canalizarse las soluciones. 3. Presencia de lugares de emplazamiento para la deposición del contenido del mineral. 4. Reacción química cuyo resultado sea la deposición. 5. Suficiente concentración de materia mineral depositada para llegar a constituir depósitos explotables. 4.1.1. Carácter de las soluciones. La acción es visible sólo en forma de depósitos minerales o de la alteración de la pared rocosa, la palabra hidrotermal, son aguas calientes cuya temperatura oscila entre los 500° C y 50° C. Las de temperatura elevada están también a presión elevada

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4.1.2. Abertura en las rocas. Las aberturas en las rocas son fundamentales para la formación de depósitos epigenéticos, son esenciales para la existencia de aguas freáticas, petróleo, y gas.

Los diferentes tipos de aberturas en las rocas que pueden servir de receptáculo para los minerales o permitir el desplazamiento de soluciones o de sus constituyentes a través de las rocas, pueden clasificarse del modo siguiente. 4.1.3. Cavidades primitivas. Espacios porosos Retículos cristalinos. Vesículas o burbujas de aire Conductos de expulsión de lavas Grietas de enfriamiento Cavidades de brechas ígneas Planos de estratificación 4.1.4. Cavidades provocadas Fisuras, con fallas o sin ellas Cavidades en zonas de cizallamiento Cavidades debidas a plegamiento o alabeo Crestas de pliegues Grietas y roturas de anticlinales y sinclinales Chimeneas volcánicas Brechas tectónicas Brechas de hundimiento Cuevas de solución Aberturas de alteración de rocas 4.1.5. Espacios porosos. Son aberturas intersticiales entre los granos, susceptibles de absorber agua. Hacen permeables a las rocas y sirven de receptáculo para los minerales, petróleo gas y agua.

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4.1.6. Porosidad. Es el volumen del espacio poroso medido en porcentaje de volumen de roca. Los materiales ángulos tienen mayor porosidad que los esféricos, los materiales más finos tienen una porosidad considerable mayor que los angulares más gruesos, por ejemplo la arena arcillosa tiene una porosidad del 52,94 % mientras que un material más grueso tiene una porosidad del 33 %. 4.1.7. Permeabilidad. La permeabilidad de una roca depende de su porosidad, una roca puede ser porosa y no ser permeable. La permeabilidad no aumenta en proporción directa con la porosidad, pero depende de los poros, y la cantidad total

de espacio poroso, principalmente la

interconexión de los espacios porosos.

Por consiguiente, las arcillas y esquistos húmedos son esencialmente impermeables. Las rocas de poros gruesos, aunque tengan baja porosidad son totalmente permeables, si los poros están interconectados. 4.1.8. Retículos cristalinos. Los espacios existentes entre los átomos de un cristal pueden permitir la difusión de los iones de radios iónicos más pequeños. Esta difusión puede permitir que se produzcan substituciones o adiciones dentro del cristal. 4.1.9. Planos de estratificación. Son rasgos bien conocidos de todas las formaciones sedimentarias y que permiten la entrada de soluciones hidrotermales y la sustitución de las paredes adyacentes por menas minerales. 4.1.10. Vesículas o burbujas de aire. Son aberturas producidas por vapores en dilatación, típicas de la parte superior de muchas corrientes de lava basáltica. 4.1.11. Canales de lava. Se forman en las corrientes de lava cuando sé a solidificado la parte exterior de ésta y la lava líquida que queda en el centro se escurre hacia fuera dejando un tubo o túnel. 4.1.12. Grietas de enfriamiento. Se forman como resultado de la contracción al enfriarse las rocas ígneas. 4.1.13. Cavidades de brecha ígnea. Las brechas ígneas se dividen en dos tipos: Brechas volcánicas que forman conglomerados. Brechas de intrusión, ambas están formadas por fragmentos angulares gruesos de rocas, con materiales más finos en los intersticios. Pueden ser totalmente permeables. M en C. Luis Ortiz y Sandoval

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4.1.14. Fisuras. Las fisuras son aberturas tabulares continuas en las rocas, generalmente de considerable longitud y profundidad. Estas son originadas por fuerzas de compresión, de tensión que actúan sobre las rocas, pueden ir o no ir acompañadas de fallas. Las fallas son fisuras, pero no todas las fisuras son fallas. Pueden constituir conductos largos y continuos para las soluciones. Cuando están ocupadas por metales o minerales forman filones de fisura. 4.1.15. Cavidades en zonas de cizallamiento. Estas se producen cuando las fracturas, en lugar de estar concentradas en una o dos roturas, se descomponen en innumerables superficies de roturas y trituración. Las aberturas delgadas y hojosas, la mayoría en su tamaño infinitesimal, son excelentes conductos para las soluciones, como lo demuestran las copiosas corrientes de agua que fluyen por ellas en donde forman túneles o minas. 4.1.16. Plegamiento y alabeo. La flexión y el plegamiento de los estratos sedimentarios dan origen a:

1. Abertura de crestas de plegamientos de anticlinales estrechos y estrechamente plegados. 2. Declives que son muy inclinados y planicies, aberturas formadas por la fractura de capas por un ligero hundimiento. 3. Grietas longitudinales a lo largo de las crestas de los anticlinales y sinclinales.

4.1.17. Conductos volcánicos. Cuando se produce una actividad volcánica explosiva se producen aberturas tabulares, las materias expulsadas pueden volver a caer o ser arrastradas de nuevo a la abertura, formando brechas 4.1.18. Brechas. Se forman por la fragmentación de cualquier roca quebradiza producida por plegamiento, fallas, intrusión u otras fuerzas tectónicas en cuyo caso se forman las brechas tectónicas o bien por hundimiento de las rocas situadas encima de una abertura, en este caso se forman brechas de hundimiento. 4.1.19. Movimiento de las soluciones a través de las rocas. El movimiento de las soluciones hidrotermales a través de las rocas parece producirse con mayor facilidad donde existen aberturas largas y continuas, como fisuras, o donde existen aberturas más pequeñas interconectadas, como en las zonas de cizallamiento, capas de lava vesicular o sedimentos porosos permeables, muchos yacimientos contienen millones de toneladas de mineral, debieron de ser enormes cantidades de soluciones para transportar esta sustancia. 44

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4.2. Factores que afectan a la deposición.

4.2.1. Cambios y reacciones químicas. En su largo camino ascendente, las soluciones mineralizadoras tienen que experimentar algún cambio químico por su reacción con las rocas que atraviesan. Las rocas silicatadas las hacen alcalinas o más alcalinas. La concentración de iones de hidrogeno (PH) puede determinar cuándo ha de ocurrir la reacción con las rocas o deposición.

La sustitución puede producirse por los minerales antiguos por otros nuevos, sólo por la reacción entre la solución y un sólido. Paredes muy reactivas como las calizas. 4.2.2. Temperatura y presión. Los factores más importantes que producen la deposición hidrotermal a partir de soluciones se producen los cambios de temperatura y presión. En general un descenso de temperatura hace disminuir la solubilidad y produce precipitación. Las soluciones hidrotermales inician su camino con el calor proporcionado por el magma, calor que se pierde lentamente al ir atravesando las rocas. El descenso de temperatura depende del ritmo de pérdida de calor en las paredes rocosas, lo cual depende a su vez de la cantidad de la solución que atraviese, de las reacciones exotérmicas y principalmente de la capacidad de la pared rocosa para absorber el calor.

Cuando mayor es la difusibilidad térmica de una roca más rápidamente absorberá el calor y mayor será el descenso de la temperatura en las soluciones. En las fases iniciales de circulación de las paredes rocosas frías, el descenso de temperatura será relativamente rápido pero la continua fluencia de soluciones calentará las rocas de las paredes hasta llegar a la temperatura de las soluciones, en cuyo momento disminuirá la pérdida de calor.

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Tabla 6. Se presentan algunos efectos de alteración. Condiciones

Roca

Productos de alteración Silicificación

Epitermal

Caliza

Alunita, clorita, pirita, sericita,

Lavas

Minerales arcillosos.

Intrusivas ígneas

Clorita, epidota, calcita, cuarzo, sericita, minerales arcillosos..

Caliza silicificado a jasperoide, dolomitas, Mesotermal

Pizarras y lavas

siderita, silicificación, minerales arcillosos, principalmente

Rocas ígneas silícicas

sericita y cuarzo, minerales arcillosos serpentinizado, epidota y clorita

Rocas ígneas básicas

Hipotermal

Rocas graníticas,

Greisen, topacio, muscovita, turmalina,

esquistos, y lavas

pírasenos y anfíbol

La presencia de un halo de alteración se ha utilizado en la prospección de menas minerales. En el caso de yacimientos en la que la meteorización ha barrido por lixiviación los minerales metálicos cerca de la superficie pero el halo de alteración persiste para indicar su antigua presencia. 4.3. Localización de la mineralización hidrotermal. La causa de la localización de los yacimientos hidrotermales varía en cada distrito y pude ser debida a uno o más factores que hayan actuado conjuntamente, depende el carácter químico y físico de la roca huésped y de los rasgos estructurales, de la intrusión y de la profundidad de su formación, de los cambios que experimenten las aberturas de las rocas.

La mayoría de las soluciones hidrotermales son de origen magmática, puede determinar la localización del mineral. Estas pueden formarse en cualquier clase de roca huésped. Por ejemplo las rocas carbonatadas permiten la formación de aberturas para la solución, es necesaria la permeabilidad, está puede proporcionar el espacio poroso originario, las fisuras en los planos de foliación de los minerales, las brechas, junturas, fracturas, fallas y otros factores.

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Es necesaria la permeabilidad, y este puede proporcionar el espacio poroso originario, la visibilidad, los planos de exfoliación de los minerales, las brechas las junturas, las pequeñas fracturas y otros factores. La influencia de la roca huésped en la localización del mineral puede ser química o física o ambas cosa. 

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



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



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



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



Las intersecciones fisurales son emplazamientos particularmente favorables a la deposición de mineral.



Los plegamientos de arrastre fueron importantes localizadores para depósitos de substitución. Las brechas son emplazamientos muy favorables, para los depósitos de relleno de cavidades, como para los de substitución.



Los rasgos de debidos a sedimentación, como planos de estratificación, laminación o capas permeables continúas o capas impermeables suprayacentes, influyen en la localización de los minerales. 4.3.1. Paragénesis. La formación de los depósitos minerales de afinidad magmática, los

minerales se forman según una secuencia ordenada, y esta disposición se denomina Paragénesis. Es muy sencilla en los depósitos magmáticos y metasomáticos de contacto, en los que minerales de ganga son rimero, los óxidos vienen después y los sulfuros se presentan al último. En los depósitos que rellenan cavidades el mineral esta dispuesto en capas sucesivas (denominado crustificación) depositándose una capa más joven encima de una más vieja, en algunos depósitos pueden hallarse presentes ocho o diez minerales o repetirse los mismos en una sola secuencia mineral.

Entre los minerales más comunes de los yacimientos de menas, generalmente la secuencia comienza con cuarzo, seguido de sulfuros o arseniuros de hierro, blenda, enargita, calcopirita, bornita, galena, oro, y minerales argentíferos complejos. Los últimos minerales se encuentran posados en cristales anteriores en las porciones centrales, no rellenadas del yacimiento y denominadas drusas. La causa de estas secuencias minerales en los rellenos de cavidades se considera debida, generalmente, a disminución de la solubilidad de los minerales en solución, a consecuencia de un M en C. Luis Ortiz y Sandoval

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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

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4.3.2. Yacimientos Hipotermales o Katatermales. Los yacimientos hipotermales se forman a temperaturas y presiones altas en zonas en donde no existe conexión con la superficie. El rango general de temperatura determinada por métodos de geometría oscila entre 300° y 600° C son comunes las estructuras y texturas indicativas de reemplazamiento, la mayoría de las menas hipotermales son de grano grueso.

Los minerales de menas más comunes en la zona hipotermal son: oro, wolfranita, casiterita, bismutina, uraninita, y los arseniuros de cobalto y níquel, pueden estar en pequeñas cantidades de fluorita, baritina, magnetita, ilmenita y especularita; la pirita es el sulfuro más común de todas las zonas minerales, es abundante en los yacimientos hipotermales.

Muchos minerales de la zona ígnea metamórfica continúan sin interrupción en la zona hipotermal. Los minerales de ganga y productos de alteración son los siguientes: en la roca encajonante se presenta la turmalina negra, flogopita, moscovita, biotita, zinnwaldita, topacio, apatito, silimanita, hedenbergita, horblenda, tremolita, actinolita, las espínelas, cromita, y los feldespatos, estos minerales son característicos de los yacimientos ígneos metamórficos pero también se encuentran en filones hipotermales, pueden estar presentes los granates como cristales individuales.

Los minerales de alteración generalmente van desde variedades de alta temperatura especies mesotermales típicas.

Las menas de la zona hipotermal se depositan a profundidades considerables y han sido llevadas a la superficie a través de procesos orogénicos y erosión. Consecuentemente, estas menas son más abundantes en las rocas metamórficas y en rocas de los períodos geológicos más antiguos. Generalmente están cerca de masas de rocas ígneas plutónicos, aunque algunos grandes yacimientos pueden no estar ligados genéticamente con plutones particulares determinados. 4.3.3. Yacimientos Mesotermales. Los yacimientos mesotermales se forman a temperaturas y presiones moderadas, según la clasificación de Lindgren, las menas se depositan alrededor de 200° y 300°C a partir de soluciones que probablemente tienen al menos una pequeña conexión con la superficie. La zona Mesotermal tiene características tanto en la zona hipotermal como epitermal es una zona intermedia. Aunque la mayoría de los yacimientos mesotermales muestran abundantes fenómenos de reemplazamiento, las texturas no son definitivas puesto que comúnmente están presentes algunas drusas y relleno de cavidades. 50

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Las menas aparecen en muchos medios y en numerosas formas, la roca huésped puede ser ígnea, metamórfica, o más generalmente sedimentaria. Los yacimientos diseminados de cobre o porfídicos, se consideran mesotermales. Los filones o chimeneas son comunes y los mantos son cuerpos irregulares de reemplazamiento pueden desarrollarse donde cortan a las rocas carbonatadas.

Los filones desarrollan generalmente estructuras bandeadas que se disponen paralelas a las paredes y se forman por reemplazamiento parcial de la roca huésped

a lo largo de fisuras

repetidamente abiertas, los productos más abundantes de los yacimientos mesotermales son: cobre, plomo, zinc, molibdeno, plata, oro, entre los minerales más característicos están la calcopirita, enargita, bornita, tetraedrita tennantita, esfalerita, galena, calcosina, así como otros minerales menos frecuentes, los minerales de ganga incluyen cuarzo, pirita, y carbonatos; un yacimiento típico de cobre – plomo-cinc puede incluir todos estos minerales y otros.

Extensas zonas de alteración rodean muchos yacimientos mesotermales, los productos de alteración incluyen sericita, cuarzo, calcita, dolomita, pirita, ortosa, clorita, y minerales arcillosos.

Lindgren, señalo que los yacimientos mesotermales no contienen granate, topacio, piroxenos, anfíboles, o turmalina, que son minerales de alta temperatura, ni zeolitas que son estables en temperaturas bajas.

Muchos yacimientos mesotermales están estrechamente relacionados con rocas ígneas, tanto espacialmente como genéticamente; en otros no está muy clara existe una amplia

variedad de

yacimientos mesotermales. (ver a Parck o Bateman). 4.3.4. Yacimientos Epitermales. Los yacimientos epitermales son productos de origen hidrotermal formados a profundidades someras y a bajas temperaturas. La deposición tiene lugar normalmente dentro de los 900m. De la superficie, en el rango de temperaturas de 50° y 200°C. La mayoría están en forma de rellenos de filón, fisuras irregulares ramificadas, stockworks o chimeneas de brecha. El reemplazamiento se conoce en muchas de las menas, pero son más frecuentes los rellenos de espacios abiertos y algunos yacimientos son la forma dominante de emplazamiento. Las cavidades de drusas, estructuras en peine, crustificaciones y el bandeado simétrico son generalmente observables. Las fisuras tienen una conexión directa con la superficie permitiendo que los fluidos mineralizantes fluyan con relativa facilidad, de hecho algunas termales y fumarolas son probablemente expresiones superficiales de sistemas epitermales subyacentes. Las texturas coloformes son también características de la zona epitermal, reflejando las temperaturas moderadas y la libre circulación. M en C. Luis Ortiz y Sandoval

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Algunos yacimientos pueden estar directamente relacionados con cuerpos intrusivos de asentamiento

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

erosión. Muchos yacimientos epitermales no tienen ninguna asociación observable con rocas intrusivas. La mayoría de las menas están en áreas de vulcanismo terciario o cerca de ellas especialmente próximas a los cuellos volcánicos y otras estructuras que comunican con los materiales de origen infrayacente. Puesto que estos yacimientos se forman cerca de la superficie, son más abundantes en rocas jóvenes, aunque, por otra parte, podrían haber sido eliminados ordinariamente por erosión. El medio volcánico engendra aguas calientes a profundidad en diversas minas de mercurio de California.

Las rocas regionales cerca de los filones epitermales normalmente están muy alteradas; una porosidad alta permite a los fluidos asociados atravesar las rocas encajonantes grandes distancias y un diferencial de temperaturas favorable estimula las reacciones entre la roca huésped y las soluciones que lo atraviesan.

Como resultado de la alteración de la roca, es extensa y visible los principales productos de alteración son: clorita, sericita, alunita, zeolitas, arcillas, adularía, sílice y pirita, la clorita es el mineral de alteración normal, como intermedio con las rocas volcánicas máficas la propilitización es el proceso dominante, siendo la propilita un agregado de clorita, pirita, epidota, sericita, carbonatos y albita secundarios; la sílice y la pirita de los halos de alteración hidrotermal son generalmente de grano fino.

Los minerales de ganga en los filones hidrotermales incluyen cuarzo, calcedonia, adularía, calcita, dolomita, rodocrosita, baritina, y fluorita. los minerales hipotermales típicos, tales como turmalina, topacio y granate están ausentes.

Los

minerales

de

mena

característicos

de

los

yacimientos

epitermales

incluyen

los

sulfoantimoniuros y sulfoarceniuros de plata (polibasita, stephanita, pearcita, pirargirita, proustita y otros), los teluros de oro y plata (petzita, [(Ag, Au)2 Te ], Silvanita [(Au, Ag)Te2], Krenerita [(Au, Ag)Te2], calaverita (AuTe2), hesita (Ag2Te) y otros), estibina, acantita, cinabrio y mercurio nativo y electro (la aleación natural de oro y plata), fueron depositadas en condiciones epitermales. Otros minerales de bonanza epitermales contienen teluros de oro y sulfuros, sulfosales y seleniuros de plata. 4.3.5. Yacimientos Teletermales. Algunos yacimientos minerales se forman por fluidos hidrotermales que han emigrado tan lejos de su origen que perdieron la mayor parte de su potencial para reaccionar químicamente con las rocas circundantes. Estas fases terminales del sistema hidrotermal canalizado se denominan fluidos Teletermales (del griego, tele: lejos). La zona teletermal es 52

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in medio somero donde las temperaturas y las presiones son bajas donde las características de los minerales son similares, tanto si se precipitaron de aguas meteóricas descendentes como fluidos hidrotermales ascendentes diluidos por aguas subterráneas más frías.

La mineralogía de las menas Teletermales es simple, incluyen minerales como: esfalerita pobre en hierro y galena pobre en plata, calcopirita, pirita, marcasita, calcosina, y cantidades menores de otros sulfuros. El cobre nativo se deposita en zona termal y los minerales a óxido son prácticamente nulos en cuanto la variedad. Muchos yacimientos de flourita y baritina, han alcanzando a veces los dos últimos proporciones económicas. En algunos distritos, la galena, esfalerita, baritina, y fluorita Teletermales se encuentran juntos en cantidades explotables. La alteración precede a la deposición del mineral, reduce el grado de correlación entre zonas blanqueadas y los cuerpos minerales.

Una característica de los yacimientos Teletermales es la falta de efectos asociados de alteración en la roca encajonante. En contraste con la amplia alteración de la roca encajonante de la zona epitermal, la zona teletermal no exhibe ninguna alteración o solamente Silicificación, piritización, y carbonitización mínima. La sílice criptocristalina puede remplazar a la caliza próxima a las menas, y los cristales de las menas esparcidos pueden definir a una zona de hierro reducido a sedimentos clásticos, pero el halo de alteración raramente es lo suficientemente visible para ser una buena guía de la mena. No obstante, la argilitización de sedimentos porosos puede blanquear efectivamente amplias zonas cerca de los yacimientos teletermales, y si bien la alteración precede a la deposición del mineral, reduce el grado de correlación entre zonas blanqueadas y los cuerpos minerales.

La mayor parte de los yacimientos Teletermales son estratiformes. La ausencia de una diagnosis característica ha dado a discrepancias sobre su origen. Ohle (1970) resumió seis métodos y que a continuación se mencionan: Depositación singenética.

Depositación singenética de bajo grado y dispersa, con concentración posterior por Metamorfismo. Depositación singenética dispersa, con concentración posterior por aguas subterráneas de flujo artesiano. Depositación singenética dispersa, con concentración posterior ascendentes. Depositación a partir de fluidos ígneos por transporte hidrotermal o gaseoso, como vapor Metálico.

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Depositación a partir de aguas connotas de cuencas que fueron removidas hacia arriba por compactación u otro tipo de descarga.

Las texturas y estructuras no son diagnostico ya que las menas se depositan tanto por reemplazamiento como relleno de espacios abiertos y los minerales pueden variar desde afaníticos o de grano muy grueso.

Los yacimientos Teletermales son probables que sean estructuralmente simples. Se formaron a grandes distancias de los posibles centros magmáticos y normalmente lejos de áreas de fuertes actividades tectónicas. Son posibles tres tipos genéticos: singenéticos, diagenéticos y epigenéticos.

La circulación de los fluidos y deposición de las menas fue controlada por todos los tipos de permeabilidad. La mayoría de las menas están en capas tendidas que muestran poca o ninguna evidencia de deposición a partir de fluidos ascendentes. Su aspecto y carácter general y se puede interpretar como productos de procesos meteórico o sedimentarios. 4.3.6. Yacimientos Xenotermales. Los plutones intrusionados a profundidades someras expelen fluidos de alta temperatura en medios de baja presión. Bajo estas condiciones, los gradientes de temperatura y presión son excepcionalmente acusados, originando que los fluidos minerales sufran un rápido enfriamiento y pérdidas repentinas de presión durante su ascenso. Como resultado, los minerales de mena se depositan solamente en una corta distancia y en una paragénesis confusa.

Los minerales más tempranos en formarse son variedades de alta temperatura, pero el rápido enfriamiento a temperaturas cercanas a la superficie requiere de deposición de minerales típicos de baja temperatura durante los estados finales de actividad hidrotermal. Además la mayoría de los minerales de alta temperatura no están en equilibrio con las fases más frías y son así atacados y alterados durante la mineralización posterior.

Por lo tanto, las indicaciones de presión y temperatura pueden ser complejas y confusas. La deposición conjunta de menas de alta y de baja temperatura se forman los denominados yacimientos Xenotermales (del griego, xeno: extraño, anormal). Esta categoría fue introducida por Buddinton (1935) como una adición necesaria a la clasificación de Lindgren.

Dependiendo de lo repentino que disminuya la temperatura y presión al ascender los fluidos mineralizasteis hacia la superficie, los minerales de alta y baja temperatura pueden ser bien 54

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juntos o bien distribuidos a lo largo de una zona determinada. La tiene lugar cuando los minerales que ordinariamente no se encuentran juntos son precipitados prácticamente simultáneos.

En algunos yacimientos Xenotermales los minerales más superficiales a aparecen junto con los minerales más profundos de temperatura más alta, pero la secuencia de deposición es similar a la Paragénesis normal de los minerales filonianos. Este tipo de yacimiento se conoce como solapados o telescopiamiento, ya que cada zona se solapa con la siguiente. El solapamiento y la descarga caracterizan a los yacimientos Xenotermales.

La mayoría de los yacimientos Xenotermales están asociados con rocas volcánicas y tobáceas de edad relativamente reciente, aunque también se encuentran a profundidades someras en rocas de todos tipos y edades. Los yacimientos forman generalmente filones compuestos, desarrollados por reaperturas periódicas de las fisuras y de posición de minerales de temperatura progresivamente más bajas.

Los solapados muestran una gradación sencilla en el espacio desde minerales de alta, intermedia y baja temperatura. Las texturas de fisuras abiertas tienden a predominar sobre las texturas de reemplazamiento puesto que los sistemas son penetrantes y no hay tiempo suficiente para que tengan lugar la mayor parte de las reacciones de reemplazamiento. Las rocas huéspedes están típicamente fracturadas, rotas o cizalladas, y los minerales hidrotermales son generalmente de grano fino.

La mineralogía de los yacimientos Xenotermales es normalmente compleja debido a los amplios límites de las temperaturas involucradas. Los minerales típicos de alta temperatura, tales como la casiterita, wolframita, magnetita, especularita, sheelita, y molibdenita, aparecen como minerales característicos de medios a baja temperatura, tales como sulfosales de plata. Además, cualquiera de los minerales comunes de yacimientos mesotermales puede estar presentes en los conjuntos Xenotermales.

Los minerales de ganga incluyen asociaciones variadas tales como ortosa, turmalina, topacio, augita, diópsido, flogopita, calcedonia, apatito, y alunita; Pero el berilo, turmalinas alcalinas espodumena y otros minerales de alta presión no se forman en los medios Xenotermales.

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Estructuras que contienen mineralización

4.3.7. Relleno de Cavidades. El relleno de espacios abiertos o cavidades en las rocas se consideró antiguamente como el único modo de formación de los depósitos minerales.

El relleno de cavidades consiste en la deposición del mineral a partir de soluciones en aberturas de las rocas. Aquéllas pueden ser diluidas o concentradas, calientes o frías, de procedencia magmática o meteórica, la mayor parte son calientes, y diluidas y magmáticas. La precipitación de los minerales se efectúa en virtud de los procesos efectuados por los cambios químicos, de temperatura, y presión de las soluciones mineralizadoras.

Este tipo de relleno da origen al mineral homogéneo o compacto, generalmente se depositan capas sucesivas de minerales diferentes sobre el primero en coacciones con repetición de minerales depositados primeramente, hasta que el relleno se completa, y esto produce la crustificación, si la cavidad es una fisura producirá un filón estratificado, si las capas rodean fragmentos de brecha, pueden resultar minerales en forma de escarapela, si desde las paredes se proyectan cristales salientes, se forma una estructura Padua.

El relleno comúnmente no es completo en cuyo caso quedan drusas en el centro algunas de ellas son suficientemente grandes para que quepa un hombre en ellas las drusas pueden contener una o más secuencias de cristales depositados en las paredes y son buscadas por los coleccionistas de minerales por que son el alojamiento de cristales hermosos y raros que adornan los museos de mineralogía. Los depósitos y drusas permiten el estudio de la Paragénesis, la estratificación de las vetas pueden ser simétrica o asimétricas. El relleno de cavidades implica dos procesos separados: La forma de abertura.

La deposición de los minerales, ambos procesos pueden operarse casi simultáneamente, pero son independientes, separados por un intervalo de tiempo. Yacimientos minerales resultantes. El proceso de relleno de cavidades ha dado, origen a un gran número de yacimientos minerales de diversas formas y tamaño y han proporcionado una importante concentración de metales y productos minerales

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

Filones de fisura. Yacimientos de zonas de cizallamiento. Stockworks o criaderos en masa. Crestas de repliegues. Venas escalonadas. Declives y planicies, grietas de plegamiento. Yacimientos de relleno de brechas, volcánicos y de hundimiento tectónico. Rellenos de cavidades por soluciones, filones de cuevas, de galerías y de incisión Rellenos de espacios porosos. Rellenos de vesículas.

4.3.8. Filones de fisura. Un filón de fisura es una masa mineral tabular que ocupa una o más fisuras, dos de sus dimensiones son mayores que la tercera. 

Formación. La formación de un filón de fisura implica:



La formación de la fisura misma.



Los procesos de formación del mineral.

 Las fisuras pueden formarse en virtud de tensiones que actúen en la corteza terrestre, pueden o no ir acompañadas por fallas, estas pueden ampliarse en el momento de la mineralización, por la fuerza intrusiva de las soluciones mineralizantes que actúa desde abajo, la fuerza de cristalización de los cristales al adquirir grosor puede separar como una cuña las paredes de una grieta y practicar una fisura más amplia. Las variedades de los filones son: simple, compuesto, hojoso, laminada cada una de ellas puede ser compacta o estratificada. Simple, ocupa una sola fisura sus paredes son rectas y paralelas. Compuesto, es una zona de gran fractura que llega a tener decenas de metros de anchura y está integrada por varias fisuras aproximadamente paralelas rellenas de mineral con vetas transversales que en lazan. Lenticulares, son gruesos lentejones en esquistos, se encuentran varios a la vez a modo de sarta de salchicha, pero pueden estar sueltos formando lentejones escalonados. M en C. Luis Ortiz y Sandoval

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Laminado, es un grupo de fracturas muy próximas entre, están delimitadas y paralelas cada una se llena de minerales y queda separada por capas de roca estéril.

4.3.9. Características físicas. La mayoría de los filones de fisura son estrechos, y su longitud oscila entre una decena de metros y algunos kilómetros, pocos son verticales la mayoría están inclinados, con afloramiento en la superficie. 4.3.10. Yacimientos de cizalla. Las aberturas delgadas, hojosas, y conectadas entre sí de una zona de cizalladura sirven de excelentes conductos para las soluciones mineralizantes, y se produce una deposición en el interior de las venas y grietas en forma de granos finos o placas delgadas de minerales. El espacio que quedo abierto es insuficiente para contener suficiente minerales no ferrosos para constituir una mena, pero el oro con pirita forma depósitos explotables. 4.3.11. Reemplazamiento Metasomático. El reemplazamiento metasomático se denomina generalmente, al proceso más importante en la formación de los yacimientos minerales epigenéticos, Es el proceso dominante en la deposición mineral, en los yacimientos hipotermales, mesotermales e importante en el grupo epitermal; las menas de los depósitos metasomático de contacto se formaron casi por completo mediante este proceso; es el proceso regulador de la deposición del enriquecimiento de los sulfuros supergénicos. Además, desempeña el papel más importante en la alteración de las rocas que acompaña a la mayor parte de la metalización epigenético.

El reemplazamiento puede definirse como proceso de solución y deposición capilar esencialmente simultánea, en virtud de que uno o varios minerales de formación anterior son sustituidos por un mineral nuevo. Por medio del reemplazamiento la madera puede transformarse en sílice (petrificación), un mineral puede pasar a ocupar el lugar de otro conservando su forma y tamaño (seudomorfos), o una gran masa de mineral macizo puede ocupar el lugar de un volumen igual de roca. Así se originan muchos depósitos minerales.

El mineral (metasomo) no necesita tener ningún Ion común con la sustancia substituida. Los minerales substituyentes son acarreados en solución, y las substancias substituidas son alejadas también en la solución. 4.3.12. Proceso de reemplazamiento. Si las soluciones mineralizantes se encuentran minerales que son inestables en su presencia, se produce el reemplazamiento. El intercambio es

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virtualmente simultáneo, y el cuerpo resultante puede ocupar el mismo volumen y puede conservar idéntica estructura que el cuerpo original.

Si una pared de ladrillos se fuese quitando cada ladrillo uno a uno y se sustituyera por un ladrillo de plata del mismo tamaño, el resultado seria una pared del mismo volumen y de la misma forma incluso con el detalle del mosaico de los ladrillos. 4.3.13. Agentes del reemplazamiento. Los yacimientos de reemplazamiento son producidos por soluciones líquidas o gaseosas y ambas predomina el agua. Las soluciones líquidas desempeñan el papel más importante. La mayor parte de los yacimientos de reemplazamiento hipogénicos, se consideran depositados a partir de soluciones alcalinas termales de procedencia ígnea; estas soluciones pudieron haber salido de la cámara magmática en forma de líquidos alcalinos o de emanaciones gaseosas ácidas, que ulteriormente se condensan en líquidos y generalmente se vuelven alcalinos por reacción de las rocas por las cuales pasan las aguas calientes, que al principio son enteramente magmáticas pueden haberse diluido y después de mezclarse con aguas meteóricas próximas a la superficie. Las materias arrastradas proceden en gran parte del magma, pero alguna procede del hastial disuelto.

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

reemplazamiento,

tanto primarios como supergénicos por ejemplo: algunos depósitos de manganeso y muchos depósitos de sulfato supergénico y las emanaciones gaseosa. 4.3.14. Yacimientos minerales resultantes. Los yacimientos minerales formados por reemplazamiento pueden dividirse en: Yacimientos masivos compactos, de filón de reemplazamiento y diseminados, los yacimientos de hierro, son los depósitos metálicos mayores y más ricos.

Los yacimientos masivos se caracterizan por su gran variabilidad de su tamaño y por su forma extremadamente irregular, las masas situadas en caliza, generalmente se condensan y adelgazan forman siluetas ondulantes.

En general, los yacimientos están formados en su mayor parte, de mineral introducido y de minerales de ganga, y materia rocosa.

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4.3.15. Yacimientos de filón de reemplazamiento. Están localizados a lo largo de delgadas capas o fisuras cuyas paredes fueron reemplazadas por su forma parecen filones de fisura los anchos varían a lo largo del mismo, el mineral puede ser masivo o diseminado. 4.3.16. Yacimientos diseminados de reemplazamiento. El material introducido constituye tan sólo una pequeña proporción del mineral. Los minerales están diseminados en toda la roca huésped, en forma de motas, granos o vejigas generalmente de pequeñas vetas, y representan el tipo de reemplazamiento de centros múltiples. La cantidad de ganga introducida es pequeña, y la mena consiste en roca huésped alterada y los granos diseminados. El contenido total de minerales metálicos puede llegar a ser de sólo el 2 % de masa. 4.3.17. Forma y volumen. La forma de los yacimientos de reemplazamiento está determinada en gran parte por los rasgos estructurales y sedimentarios son irregular, tabular, anticlinales, sinclinales o grandes depósitos diseminados. 4.3.18. Textura de los minerales. De reemplazamiento, varía considerablemente según las condiciones de temperatura y presión de formación y el grado de sustitución.

En todos los minerales de reemplazamiento falta la crustificación, y están ausentes las drusas.

Los minerales diseminados se caracterizan por su textura moteada. Los granos de mineral pueden ser amorfos, como en los minerales de cobre, o cristales, como en los depósitos diseminados de plomo.

Los minerales masivos pueden conservar su textura y estructura de las rocas a que sustituyen, como la textura de las calizas oolíticas, los romboedros de dolomitas o los fenocristales del pórfido. Sin embargo, comúnmente esta textura originaria queda destruida por completo. 4.3.19. Crestas de Repliegue. Si se dobla fuertemente un grueso montón de papel se forman repliegues y aberturas entre las hojas del vértice del arco, dé manera análoga se forman receptáculos de mineral a ser plegadas fuertemente capas alternas de rocas favorables o desfavorables, como cuarcita y pizarra. Al rellenarse de mineral parecen la sección vertical de una silla de montar, y de ahí su nombre inglés (Saddle).

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4.3.20. Venas Escalonadas. Se da el nombre de venas escalonadas a fracturas transversales cortas y espaciadas, con mayor o menor regularidad que se encuentran en los diques y se extienden en forma aproximadamente paralela, de pared a pared del dique, estas aberturas pueden contener tal cantidad de mineral que formen depósitos de importancia comercial, las fisuras pueden formar venas individuales, aisladas. 4.3.21. Declives y Planicies. Por carga ligera, el hundimiento o un plegamiento sinclinal suave de las capas sedimentarias quebradizas da origen a una serie de resquebraduras de tensión o aberturas, conocidas colectivamente con de declives y planicies.

Un plegamiento suave abierto forma también grietas de tensión anticlinales en charnelas del anticlinal o en las artesas de sinclinales. 4.3.22. Grietas de plegamiento. Las grietas de los anticlinales y sinclinales producidas por plegamiento bajo carga, tienen generalmente pequeña extensión vertical y tienen la apariencia de peldaños. 4.3.23. Rellenos de cavidades por soluciones. Se les encuentra en las calizas a poca profundidad y se cree que fueron disueltos por encima del nivel friático por aguas superficiales cargadas de anhídrido carbónico.

Las cuevas de tamaños y formas diferentes son características de las regiones cársticas que han experimentado prolongada erosión y que van acompañadas por hundimientos.

Las pequeñas cuevas pueden estar casi llenas de mineral, pero las cuevas grandes, solo contienen generalmente costras periféricas de minerales en las cuales pueden figurar grandes y hermosos cristales. 4.3.24. Rellenos de espacios porosos. Los espacios porosos pueden contener minerales, además de petróleo, gas y agua, se encuentran minerales de cobre ocupando poros en las areniscas y en las capas rojas Pérmicas otros elementos de importancia son el vanadio y uranio. 4.3.25. Rellenos vesiculares. La parte superior vesicular de la lava vesicular permeable puede servir de conducto para las soluciones mineralizadoras. Se han encontrado en las vesículas existentes

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de los basaltos rellenas de cobre y han dado a varios depósitos de importancia mundial y han sido explotados hasta una profundidad de 2,750m.

4.3.26. Brechas Hidrotermales. Dentro de este yacimiento se a observado que existen dos tipos de brechas hidrotermales asociados a ellos: Las brechas de colapso y brechas de intrusión y son buenos receptáculos para la mineralización. 4.3.27. Brecha Hidrotermales de colapso. Se define como una roca brechada con un desarrollo vertical más grande que sus dimensiones horizontales las características que presentan son las siguientes:

Se originan por gravedad y presentan una sección elíptica o circular. 

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



Pueden o no alcanzar la superficie.



Se encuentran en grupos y ocasionalmente presentan una alineación bien definida y su tamaño es variable y pueden alcanzar gran profundidad.



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



Los fragmentos de la roca son normalmente angulosos, tabulares en ocasiones sé Presentan bloques exfoliados dando formas arredondeadas. Los fragmentos tabulares son originados por “descascaramiento” de las paredes de las chimeneas y por exfoliación del bloque redondo.



Generalmente el brechamiento va graduando hasta constituir un Stockwork.



Contienen gran cantidad de espacios vacíos como evidencia de la remoción de grandes volúmenes de roca de roca original.



Fluidos hidrotermales inyectados posteriormente dentro de la brecha, pueden formar canales para una segunda época de mineralización.



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



Generalmente la matriz no contiene polvo de roca. Las brechas de colapso mineralizadas, presentan un tipo estructural con variedad de cambios, como chimeneas fracturadas y zonas de Stockwork.

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

4.3.28. Nortón (1973). Supone que en una intrusión en la cual una concentración alta en volátiles en su parte superior que al reunirse originan una burbuja que va aumentando de tamaño gradualmente hasta que la presión del vapor obliga la ruptura y el espacio desocupado entonces es rellenado por fragmentos de la roca encajonante. 4.3.29. Locke (1926). Considera que la brecha se origina debido a una subsidencia causada por la remoción de roca en la base de la chimenea. Esta es causada por una acción corrosiva de soluciones tempranas, que dan paso a que se constituya un depósito mineral y reemplazamiento dentro de la columna de fragmentos de roca. 4.3.30. Perry (1961). El supone que la presencia de un cuerpo intrusivo en el cual hay una serie de pulsaciones que van dejando huecos en su techo, y locamente que esta acción favorece al colapso por hundimiento de la roca encajonante. 4.3.31. Brechas Hidrotermales de Intrusión. Sus estructuras están ampliamente desarrolladas en muchos distritos mineros y están asociadas a depósitos de pórfidos cupríferos de algunas características: 

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



La forma de los fragmentos varía de subangulosos a redondeados.



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



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



En ocasiones varían gradacionalmente a un fracturamiento en Stockwork. Los fragmentos de la brecha han sido rotados, el desplazamiento ha sido muy pequeño.



La matriz de estas brechas puede o no estar mineralizadas, siempre que estas estructuras se hayan formado antes o después de evento.



La mayoría de los cuerpos se presentan a partir de una zona de alteración sericítica

por la

acción de la presión de los fluidos. (Sillitoe, 1975). 4.3.32. Fracturamiento Hidráulico. Esta teoría explica que el tipo básico de brechas se debe a desarrollos hidrotermales como brecha de ruptura, formada por el fracturamiento hidráulico causado por

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pulsaciones magmáticas que proporcionan presión necesaria, para introducir soluciones hidrotermales dentro de las rocas sobreyacentes a lo largo de fracturas incipientes. (Kenrs, 1964).

4.3.33. Brechación química. Esta teoría trata de explicar el origen de ciertas brechas y esta relacionada con depósitos de mena. El brechamiento es considerado por esfuerzos generados durante el asentamiento de los bloques que son acompañados por soluciones debilitantes de las rocas subyacentes, debido al fracturamiento a lo largo de las fracturas incipientes. 4.3.34. Brechas de Hundimiento. En los métodos mineros de excavación en mina, se empieza a excavar Al pie de un bloque de mineral; entonces, la roca que forma el techo empieza a hundirse, y este hundimiento se va extendiendo, hasta que el bloque es una masa de fragmentos mineral angulosos y confusos con considerable espacio abierto. 4.3.35. Depósitos de relleno de brechas. Los fragmentos de roca angulosos en las brechas dan origen a numerosos huecos que permiten la entrada de las soluciones y la deposición de ulterior de mineral, formando depósitos de relleno de brechas, las brechas pueden resultar por vulcanismo, hundimiento o trituración. 4.3.36. Brechas volcánicas. Son aquellas que se han formado por una actividad volcánica explosiva y da origen a depósitos de brecha estratificados y chimeneas de brechas o cráteres. 4.3.37. Depósitos de brecha tectónica. Las brechas producidas por plegamiento, falla, intrusión, y otras fuerzas tectónicas han sido bautizadas con otros nombres: brechas de quebramiento, de conglomerado, craquelado, y desmenuzamiento. 4.3.38. Bolsadas o Bonanzas. Las denominaciones de bolsas, nidos o racimos o riñones se emplean diversamente en diferentes lugares para designar concentraciones pequeñas e irregulares de mineral. se refieren a concentraciones hipogénicas o supergénicas. La palabra bonanza. Se usa para designar bolsada o racimo de mineral excepcionalmente rico, de modo especial a lo que se refiere al oro y la plata y se refiere a ricas masas secundarias. Chimeneas o tubos se emplean para designar bolsadas de mineral verticales o inclinadas, pueden encontrase en el interior de los filones de fisura.

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Forma y tamaño. Las bolsadas pueden ser irregulares, pero regularmente tienden hacer masas alargadas, que extienden en posición regular.

Grupos: 

Bolsadas de espacio abierto, debido a la existencia de espacio abierto.



Bolsadas de intercesión, debido a intersecciones de vetas.



Bolsadas aprisionadas, debido al embalse de soluciones mineralizasteis.



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



Bolsadas determinadas por la estructura debido a influencias estructurales.



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



presión.



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



Bolsadas no clasificadas, debido a factores desconocidos.

4.4. YACIMIENTOS STOKWORS O CRIADEROS DE MASA GEOLOGÍA DE LOS PÓRFIDOS CUPRIFERROS 4.4.1. Generalidades. Exploración de los depósitos minerales, conocidos como pórfidos cupríferos se ha intensificado la exploración debido a la demanda que tiene el mercado del cobre a nivel mundial. La mayor parte de reservas de cobre en el mundo se localizan en este tipo de yacimientos.

Una característica es que son yacimientos de baja ley y de alto tonelaje, las leyes son del orden del menos del 1% y mínimas andan del orden del 0.55%.

Según Lowell y Guilbert (1970), son depósitos de cobre / molibdeno, presentes en forma diseminada y en vetillas formando stockworks. La mineralización esta emplazada en varias rocas huéspedes que han sido alteradas por soluciones hidrotermales más o menos dentro del patrón zonal concéntrico.

El depósito típico es de grandes dimensiones que varían desde cientos de metros hasta varios kilómetros (Cananea, La Caridad, Bingham, Utah), la forma y dimensiones esta en función del tipo de roca intrusiva, de la roca encajonante. Las rocas que forman la mayoría de los stocks mineralizados en M en C. Luis Ortiz y Sandoval

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Norteamérica y Sonora México varían de granodiorítas a monzonitas de cuarzo, predominando aparentemente las últimas.

El depósito contiene cantidades menores de molibdenita en los pórfidos de las regiones continentales (E.U. y Sonora) de oro en los que están en los arcos insulares del Pacifico y las Antillas.

Existen algunos modelos de zonación de la mineralización con formación de vetas epitermales en la periferia de los sistemas.

El grado de cobre hipogénico es generalmente cercano a 0.40% y del molibdeno 0.02%. Grandes zonas concéntricas de alteración hidrotermal son también clásicas en estos depósitos, los conjuntos minerales de mayor temperatura y presión se encuentran en el núcleo, que se rodea de zonas de menor grado de alteración sucesiva.

Los depósitos tienen un amplio desarrollo vertical y horizontal su forma es más o menos ovoide, sus dimensiones horizontales son 2 a 3 Km. En el cuerpo de Birgham Canyon en UTA producen más molibdeno. 4.4.2. Origen de los Pórfidos cupríferos. La teoría de la tectónica de placas ha producido entre la gran revolución introducida a la geología, nuevos conceptos relativos a la metalogénesis de los yacimientos de cobre diseminado. Varios autores (Wise, 1963; Heirzler, 1968; Mxwell, Plafker, 1970; Michell and Garso, Sillitoe, 1972), han estudiado la asociación petrogenética, geográfico – tectónica y temporal de los cinturones cupríferos, concluyendo que su origen, puede apoyarse en los conceptos de la tectónica global.

Los procesos claves en la teoría de la tectónica de placas son la acresión y la separación del piso oceánico en las dorsales, las fallas de transformación y el empuje hacia bajo de la placa oceánica en las márgenes continentales y arcos insulares.

Para la formación de los depósitos de cobre, el fenómeno critico es la subducción de la placa o corteza oceánica debajo de los continentes, porque es en la parte superior de esta placa en hundimiento donde se generan por fusión parcial los magmas calcoalcalinos que forman las andesitas de arco insular o continentales y las intrusiones plutónicas cogenéticas. Se considera que la fusión parcial comienza a operar a partir de los 100 Km de profundidad dentro de la corteza terrestre porque la placa fría produce una variación en las isotermas del interior de la tierra. Sillitoe en (1972), propone 66

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que los metales que van a llegar a los depósitos porfídicos fueron derivados desde el manto e incorporados a la corteza oceánica en la unión de la placas divergentes y sugiere que la distribución espacial y temporal de los depósitos porfídicos depende de los factores principales: el nivel de erosión de una serie o cadena volcánico–intrusiva y el tiempo y de la disponibilidad de metales sobre una subducción subyacente.

El factor de erosión se propone para tratar de explicar la escasez de depósitos porfídicos en cinturones orogénicos premesozoicos y la relativa abundancia de depósitos porfídicos expuestos, de edad Cretácico Superior–Paleoceno, en orogenias postpaleozoicas. Provincias con alta concentración de depósitos se interpreta como regiones debajo de las cuales la corteza oceánica anómalamente rica en cobre fue consumida en las zonas de subducción

o de Benioff (Sillitoe, 1972). Los depósitos

porfídicos se formaron durante una serie de pulsos imperceptibles relativamente cortos. Al parecer el reemplazamiento de cobres porfídicos en cinturones lineales es independiente del control por lineamientos tectónicos y los depósitos porfídicos pueden ser formados sobre zonas de subducción activas en periodos de convergencia de placas litosféricas.

La deficiencia de sedimentos a lo largo de la costa del pacifico con respecto a la del atlántico sugiere un consumo de corteza oceánica en las zonas de subducción. El consumo y fusión parcial de la corteza oceánica, conteniendo horizontes metalíferos en las capas exteriores de sedimentos sobreyacentes, explican la procedencia y asociación de plutones calcoalcalinos y depósitos minerales relacionados. Según Demant (1975), por debajo de la secuencia de las rocas ácidas que cubre la parte superior de la Sierra Madre Occidental, se observan rocas andesíticas de Oligoceno, las cuales están afectadas por numerosas intrusiones granodioriticas y gabroicas (50–90 millones de años).Explica la génesis del magma, suponiendo que durante el Mioceno – Oligoceno existía en la margen del Pacifico de México, una zona de subducción ligada a una placa actualmente desaparecida debajo del Continente americano, que fue la Placa del Farallón. La compresión que existe en estas zonas se manifiesta al nivel del plano de Benioff, pero en la superficie se lleva acabo fenómenos de distensión que favorecen la creación de un graben y la ascensión del material magmático.

Como se puede observar la tectónica de placas explica el magmatismo calcoalcalino con los cinturones orogénicos, sin embargo las contribuciones relativas de manto contra la corteza, se desarrollan magmas por fusión parcial a lo largo de las zonas de subducción y de posible contaminación tardía por la corteza continental, durante el ascenso de los magmas.

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Aún cuando esta teoría tiene bastante aceptación, existen algunos investigadores que expresan ciertas dudas. Lowell (1974) argumenta que la asociación espacial de cinturones pórfidos con las trincheras oceánicas y posibles zonas de subducción no son satisfactoriamente aplicables a la provincia cuprífera del SW de E.U, por su distancia desde la margen continental y la evidencia fija inconclusa de su trinchera oceánica conocida al tiempo de la mineralización porfídica. Otros problemas son de gran persistencia de los depósitos a través de fisuras maestras. Las cuales actuaron como controles de mineralización de varios puntos bastante separados en tiempo y también la forma no lineal sino elíptica de la provincia. Así mismo, son demasiados complejos los procesos implicados en el origen de los pórfidos cupríferos por tectónica de placas.

a)

(b) Figuras 11. (a,b). Muestran el Origen de los Pórfidos Cupríferos por Tectónica de Placas (Shilitoe, 1972) 68

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Ambiente Tectónico y Tipo de actividad Geotermal

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

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69



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



Segundo, los metales fueron concentrados en la corteza oceánica.



Tercero, fue subducida sobre la placa continental y fundida.



Cuarto, el metal fue concentrado por diferenciación del plutón y depositado en la parte superior como un depósito porfídico.

Por lo cual Lowell (1974) considera más simple y más lógico derivar el metal desde un origen en la base de la corteza terrestre o sobre el manto a partir de un plutón migrado hacia arriba a lo largo de una zona de debilidad de la corteza. 4.4.3. Rocas Intrusivas Mineralizadas. La composición de las rocas ígneas intrusivas asociadas con los depósitos de pórfidos cupríferos son generalmente granodiorítas y monzoníticas de cuarzo en los depósitos americanos y diorita de cuarzo se presentan en los arcos insulares en él (Pacífico). Generalmente las rocas son de textura porfídica, algunas ocasiones se observa la textura fanerítica. El tipo de intrusión más común en los depósitos de cobre porfídico. Stringham (1966) llama intrusión pasiva, caracterizada por un emplazamiento que no ocasiona grandes perturbaciones, en las rocas encajonantes. 4.4.4. Rocas Encajonantes. Las rocas encajonantes están relacionadas con los pórfidos cupríferos pero no son determinantes solamente en las calizas, estas pueden ser de cualquier tipo, ígneas, sedimentarias o metamórficas.

La edad de estas rocas varía desde precámbricas hasta terciarias. Sin embargo los tipos de roca encajonante más comúnmente asociados a los pórfidos cupríferos son: derrames andesíticos, rocas piroclásticas, lahares, rocas volcanoclasticas, riolitas traquitas y dacitas. 4.4.5. Estructura. La forma y dimensiones de los cuerpos intrusivos en los cuales se localizan los pórfidos cupríferos son muy variables. Dependen de factores, tales como combinaciones de efectos de orden interno del tipo de la intrusión en sí y del orden externo, influenciado por las propiedades físicas y químicas de la roca encajonante.

Sin embargo las estructuras pre-intrusión, son las que controlan el emplazamiento de las rocas intrusivas, siendo comunes los alargamientos siguiendo la orientación principal de las estructuras.

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Una las principales características es su fracturamiento en forma de enrejado, donde se presenta una intensa alteración hidrotermal acompañada de mineralización que rellena a las fisuras de un mineral hipogénico. Dentro de estas estructuras se presentan masas porfídicas, diques, pegmatitas, aplitas, brechas. 4.4.6. Principales Alteraciones de los Pórfidos Cupríferos. La alteración hidrotermal es definida como la relación que tienen las rocas encajonantes que rodean a los depósitos de origen hidrotermal con fluidos calientes que pasan a través de ellas, con los cuales puede estar asociada la mena. En esta reacción el agua, la sílice, y el bióxido de carbono, están presentes en exceso, si las rocas encajonantes son inestables en presencia de fluidos calientes y estos sufrieran cambios físicos y químicos hasta encontrar un nuevo equilibrio para estas condiciones, formándose nuevos grupos de minerales, debido a la presión y temperatura y composición de fluidos de alteración. La alteración hidrotermal es una de las principales características de los pórfidos cupríferos. Según el modelo de alteración propuesto por Lowell y Guilber (1970), en un pórfido cuprífero idealizado se reconocen las siguientes zonas de alteración, dispuestas en forma concéntrica y son las siguientes: El modelo de LOWELL & GUILBERT (1970) muestra los tipos de diferentes alteraciones hidrotermales de la roca de caja y las simetrías en el sector alterado. Además el modelo contempla con la ubicación de las mineralizaciones de sulfuros más importantes. Las zonas alteradas se diferencian por su contenido en minerales secundarios. (Que pueden ser iguales o diferentes de los minerales de origen primario). Entonces para determinar en terreno y sección transparente la zona de alteración hay que diferenciar al primero entre minerales primarios y secundarios y después se analiza la Paragénesis de minerales secundarios. Generalmente LOWELL & GUILBERT diferencian cuatro zonas de alteraciones hidrotermales: Alteraciones, Potásica, Fílica, Argílica, Propilítica y Sericítica. La secuencia de alteración desde el núcleo a la periferia varía desde el orden antes mencionado. Los minerales característicos son: Clorita, epidota, calcita, y pirita. El 90 % de la mineralización se presenta en vetillas y hay poca diseminación, es común la presencia de venas verticales con pirita, galena, esfalerita, calcopirita.

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

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Los grupos mineralógicos más comunes de este tipo son las siguientes: Clorita –calcita-colinita Clorita-calcita –talco Clorita- epidota-calcita Clorita-epidota Como las alteraciones propilíticas y argilítica tienen en común caolinita, montmorillonita, sericita y clorita, en ocasiones es muy difícil distinguirlas. a). Zona Potásica (ingl.: potassic zone): La zona más a dentro de la alteración. Las ortoclasas, plagioclasas y minerales máficos primarios se cambian por procesos hidrotermales a ortoclasa (kfeld) y biotita, ortoclasa (kfeld) y clorita, o tal vez a Ortoclasa y biotita y clorita (chl) algunas veces con sericita, anhidrita, cuarzo (qz) en stockwork. El núcleo de este zona puede ser pobre en mena. Conclusión: kfeld+bio kfeld+chl kfeld+bio+chl +/-ser +/-anh +/-qz (en stockwerk) En esta zona el contenido de sulfuros es bajo. La relación de pirita – calcopirita es de 1:2, se tiene 0.3% de cobre casi totalmente como calcopirita, pero aumenta a0.5% y 1% en los alrededores de la zona, en donde la relación de calcopirita es 1:1. La calcopirita esta diseminada comúnmente. La pirita por lo general forma stockworks, la magnetita es rara o esta ausente y el molibdeno se encuentran en vetillas. b) Zona filítica (inglés: phyllic zone) Es el límite entre la zona potásica y la zona filítica no es bien definida. Se trata de una zona de transición entre 2 hasta 30 metros. Biotita primaria y los feldespatos se descomponen a sericita y rutilo. Además se conoce la paragénesis de cuarzo-sericitapirita con poca clorita (chl), Illita, rutilo y pirofilita (pyfi). Carbonatos y anhidrita son muy escasos en esta zona.

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Conclusión:

q+ser+py ser, +/-rut +/-chl +/-Illita +/-pyfi c) Zona Argílica: (inglés argillig zone): Zona no siempre bien desarrollada. Principalmente corresponde a la formación de minerales arcillosos, como el caolín, montmorillonita y pirita en vetillas pequeñas. Los feldespatos alcalinos no muestran fuertes alteraciones, biotita primaria se cambió parcialmente a clorita.

Los minerales son. Q+/-ser + py.

En la Zona Fílica y Argílica, dentro de estas zonas el contenido de cobre varía de 0.1 a 0.55%, con una relación de pirita–calcopirita de 10:1, presentándose estos dos sulfuros principalmente en vetillas. Es común encontrar zonas con contenido de pirita de 6 a 25% en peso. Generalmente la pirita ocurre en vetillas. d) Zona propilítica: (inglés: propylitic zone): La zona más afuera del sistema sin contacto definido a la roca de caja. Las alteraciones se disminuyen paulatinamente hasta que desaparecen completamente. Las características de esta zona son los minerales clorita, pirita, calcita y epidota. Las plagioclasas no siempre muestran alteraciones, biotita y hornblenda se cambiaron parcialmente o total a clorita y carbonatos. Los minerales son. Cl-Epi-Carb-adularia-alb.

La alteración Supergénica es de mucha importancia para determinar las zonas de sulfuros secundarios. Basándose en el análisis de las limonitas presentes en los capotes de lixiviación de los pórfidos cupríferos con alto contenido de pirita. Estos casquetes o capotes pueden ser hematíticos, jarosíticos y goethíticos o una combinación de los tres. Todo depende del tipo de alteración hidrotermal, la mineralogía de los sulfuros hipogénicos, la permeabilidad de la roca, el fracturamiento y brechamiento de la misma.

La mineralización se encuentra comúnmente en vetas y consiste de plata, oro y calcopirita, con algo de galena y esfalerita. La pirita se presenta en forma del 2 al 6% en peso de roca, aunque es común la presencia de pirita diseminada. M en C. Luis Ortiz y Sandoval

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

Abreviaturas Adul Alb Anh Bi CaolCarb Cl -

Adularía Albita Anhidrita Bismuto Kaolín Carbonatos Clorita

(a)

Abreviaturas Cp - Calcopirita Esf - Esfalerita Gal - Galena Mag - Magnetita Mb - Molibdenita Pi - Pirita Ag - Plata Au - Oro (b)

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

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a) Diagrama esquemático de las zonas de alteración b) Diagrama esquemático de la ocurrencia de sulfuros c) Diagrama esquemático de la zonación de alteración y mineralización Las características de los capotes de lixiviación son los siguientes:

4.4.7. Casquéte de lixiviación hematítico. La hematita es un mineral de oxidación en algunos depósitos de tipo pórfido cuprífero. Es producto de oxidación de la calcosita, originada por procesos supergénicos. Los casquetes se desarrollan en la zona de alteración Fílica, la pirita, el cuarzo – sericita facilitan la lixiviación, se pueden tener manifestaciones de cobre en la superficie como (malaquita, azurita, crisocola). 4.4.8. Casquete de lixiviación Goethítico. Estos capotes de oxidación sé desarrollan sobre zonas de bajo contenido de pirita, porque la lixiviación es pobre y los minerales de cobre quedan “in situ”. Normalmente el casquete se desarrolla a partir de sulfuros hipogénicos, pirita, calcopirita, tienen poca a abundante malaquita, azurita, crisocola, brocantita y Wad de cobre, indican una zona de enriquecimiento muy pobre. 4.4.9. Casquete de lixiviación Jarosítico. Este tipo de capote se desarrolla en zonas muy sericíticas ricas en pirita, por lo que en la mayoría de los caso están sobreyaciendo a cuerpos sin valor económico. Aunque también pueden sobreyacer a cuerpos mineralizados de enriquecimiento secundario. Es importante reconocer los diferentes tipos de limonita, mediante análisis, se puede determinar el tipo de mineralización existente en zonas de enriquecimiento. 4.4.10. Mineralización Primaria. Los minerales primarios o hipogénicos son aquellos que se formaron a profundidad por procesos relacionados con la actividad hidrotermal que produjo la alteración de las rocas mineralizadas simultáneamente.

Aquellos que se caracterizan a los pórfidos cupríferos son: Calcopirita, bornita, y molibdenita, asociados con cantidades variables de pirita y /o pirrotita.

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

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

porfídicas y diseminaciones epigenéticas de todo tipo de sulfuros que reemplacen a los minerales de las rocas plutónicas y rocas encajonantes volcánico-sedimentarias. M en C. Luis Ortiz y Sandoval

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La zonación especial y temporal de los sulfuros es común. Las zonas con alto contenido de molibdeno ocupan el núcleo del depósito, la bornita, la calcopirita decrecen a partir de el. Los halos de pirita que contienen arriba del 20% de sulfuros en volumen comúnmente ocupan la periferia del núcleo central del depósito. Los sulfuros y sulfosales, que incluyen galena, esfalerita y tetraedrita, se presentan en pequeñas cantidades como rellenos de vetas tardías dentro y adyacentes a los depósitos.

La pirita es el primer sulfuro que se forma y continúa su formación durante todo el periodo de metalización. La calcopirita y la bornita se formaron después más o menos simultáneamente como granos desunidos, la formación de la molibdenita probablemente ocurre en las últimas etapas de metalización, la pirita es muy importante, puesto que proporciona los solventes necesarios para los enriquecimientos posteriores. Lowell y Guilbert (1970), propusieron zonas concéntricas de mineralización, relacionadas con las zonas de alteración, siendo sus zonas muy variables. 4.4.11. Zona Propilítica. La mineralización se encuentra comúnmente en vetas y consiste de plata, oro y calcopirita, con algo de galena y esfalerita. La pirita se presenta en forma del 2 al 6% en peso de roca, aunque es común la presencia de pirita diseminada. 4.4.12. Enriquecimiento Secundario. Es un proceso mediante el cual los elementos de minerales cupríferos así como otros, pero especialmente los sulfuros, después de ser alterados u oxidados parcialmente o totalmente, son transportados por soluciones percolantes y redepositados. Los factores principales que afectan el enriquecimiento secundario son: La presencia de minerales primarios, la oxidación, la permeabilidad y los precipitantes, influyendo también la topografía de la zona química de las rocas, el pH y Eh, del agua circulante.

La oxidación de los minerales primarios produce los solventes necesarios para que tengan lugar el enriquecimiento secundario, siendo la pirita del mineral primario esencial. Se piensa que el reemplazamiento secundario se lleva a cabo volumen por volumen y no como intercambio molecular entre las sustancia remplazarte y la reemplazada.

La permeabilidad de las rocas encajonantes es esencial para permitir la penetración de las soluciones más debajo de la zona de oxidación. Esta zona debe estar libre de participantes, como roca silícea o carbonatada que fijan los minerales contenidos en las soluciones enriquecidas.

Los sulfuros expuestos a la atmósfera o a la disolución en o cerca de la superficie son oxidados, formándose ácido sulfúrico y sulfatos de cobre y fierro. Si los iones de carbonatos o silicatos, se 76

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

La profundidad a la cual se extiende la mineralización Supergénica varía en los distintos depósitos, pero la máxima conocida se extiende a más de 600 m.

4.4.13. Exploración. Los estudios de exploración pueden iniciarse por fotogeología, geoquímica de suelos, aguas vegetación, métodos geofísicos como la gravimetría, Magnetometría a). Geología. La exploración geológica de los depósitos de tipo pórfido cuprífero tiene variantes. En un depósito bien expuesto por afloramiento, la distribución de rocas, la estructura, los patrones de alteración y distribución de la mineralización se establecen por observación directa, auxiliada por métodos geoquímicos e interpretar los resultados de los métodos geofísicos, muchos de los cuerpos mineralizados están enmascarados y cubiertos por aluvión y derrames volcánicos. También debe tomarse en cuenta sus características estructurales y distribución de la mineralización y alteración de los mismos.

b). Características estructurales. Un Stockwork es una red entrelazada de pequeñas venas que atraviesa una masa rocosa., cada una de estas pequeñas venas pocas veces rebasa la anchura de unos centímetros y algunos decímetros y la longitud de unos cuantos metros, y la distancia que la separa ente sí oscila entre unos cuantos centímetros y algunos decímetros. Las porciones comprendidas entre estas venas pueden estar parcialmente impregnadas de minerales. Se beneficia toda la masa de la roca. Las pequeñas venas consisten en bolsas rellenas que presentan estructura Padua, crustificación y drusas.

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

Las pequeñas venas de un stockwork se forman por: a. Craquelado por enfriamiento de las partes superiores y marginales de las rocas intrusivas. c) Fisuras irregulares producidas por fuerzas de tensión o torsión, por ejemplo un movimiento de falla hacia bajo a lo largo de una fisura curva produce un craquelado donde el techo se desplaza sobre el muro

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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

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

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CAPÍTULO 5 OXIDACIÓN Y ENRIQUECIMIENTO SUPERGÉNICO

Cuando un mineral queda expuesto por la erosión, es meteorizado junto con las rocas que lo encierran. Las aguas superficiales oxidan los minerales metálicos, produciendo disolventes que disuelven a la vez otros minerales. Un yacimiento metálico queda de este modo oxidado y generalmente desprovisto de muchos de sus materiales valiosos hasta el nivel de la capa de aguas freáticas o hasta una profundidad donde no puede producirse la oxidación. La parte oxidada se denomina zona de oxidación.

Los efectos de oxidación pueden extenderse más debajo de la zona de oxidación, cuando las soluciones disolventes, frías y diluidas se filtran hacia abajo pueden perder una o la totalidad de su contenido metálico en la zona de oxidación y dar origen a depósitos de mineral oxidado.

Si las soluciones que se filtran hacia abajo penetran en la capa de aguas freáticas, su contenido puede precipitarse en forma de sulfuros secundarios y dar a una zona de enriquecimiento secundario o enriquecimiento sulfuroso supergénico. La parte que no resulta afectada se le denomina zona primaría o hipogénica.

La oxidación Supergénica y el enriquecimiento se producen conjuntamente. Sin oxidación no puede haber aporte de los disolventes a partir de los cuales puedan precipitarse más tarde los minerales en las zonas de oxidación o de sulfuros supergénicos, el proceso comprende tres fases:

1. oxidación y solución en la zona de oxidación. 2. deposición en la zona de oxidación. 3. deposición de sulfuro supergénico 5.1. Oxidación y solución en la zona de oxidación. Los minerales se alteran y la estructura de la mismos, las substancias metálicas son lavadas o alteradas hasta dar nuevos compuestos, la textura y el tipo de depósito primitivo quedan obscurecidos y los minerales compactos se hacen cavernosos; La limonita lo obscurece todo e imprime la corteza oxidada el conocido color oriniento y llama mucho la atención del minero.

El agua con oxígeno disuelto y entremezclado es el reactivo oxidante más poderoso, pero el anhídrido carbónico desempeña un papel muy importante, localmente los yoduros, cloruros, y 81 Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval

bromuros reaccionan con ciertos minerales dando disolventes poderosos, tales como el sulfato férrico y ácido sulfúrico, este último reacciona a su vez con el cloruro de sodio, dando ácido clorhídrico, con el hierro produce cloruro férrico, que es un poderosos oxidante. 5.2. Cambios químicos. Dentro de la zona de oxidación hay dos cambios químicos principales:

1. La oxidación, solución y la eliminación de minerales valiosos. 2. La transformación in situ de los minerales metálicos en compuestos oxidados.

Las siguientes reacciones. 

El ácido sulfúrico ataca también a varios sulfuros, dando sulfatos de sus metales y se forman cloruros, yoduros y bromuros, principalmente de plata.



La mayor parte de los sulfatos que se forman son fácilmente solubles, y estas soluciones frías y diluidas se filtran lentamente hacia abajo a través del depósito hasta que producen las condiciones necesarias para el depósito.



Si la pirita está ausente en los yacimientos que experimentan la oxidación, sólo se forma una pequeña cantidad de disolventes, se produce poca solución, y los sulfuros tienden a convertirse in situ en compuestos oxidados, y los sulfuros hipogénicos no se enriquecen, la pirita ha hecho que la calcopirita se convierta en carbonato de cobre y los sulfuros supergénicos carecen de importancia.



Un muro de caliza tiende a impedir la migración de ciertas soluciones de sulfato, inmediatamente reacciona con el sulfato de cobre e impidiendo así todo enriquecimiento de sulfuro supergénico.



La tendencia general de los cambios químicos en la zona de oxidación es descomponer los minerales complejos y formar minerales simples. Los metales nativos pueden ser atacados, el cuarzo es resistente, pero la sílice liberada durante la oxidación, se disuelve generalmente y los carbonatos se descomponen con facilidad y la mayor parte de los silicatos se alteran, transformándose en unos cuantos minerales.

82 Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval



Solubilidad y solución. Los sulfuros son simples son ligeramente solubles en agua fría y su orden de solubilidad ha sido clasificado por Weigelen en la siguiente tabla:

Tabla.8. Solubilidad y Solución Sulfatos comunes

Carbonatos comunes

SO4 Mn SO4 Zn SO4 Mg (SO4)3 Al2 SO4 Fe SO4 Cu SO4 Na2 SO4 K2 SO4 Ag2 SO4 Ca SO4 Pb

CO3 k2 CO3 Na2 CO3 Cu CO3 Mn CO3 Fe CO3 Mg CO3 Zn CO3 Ba CO3 Ca

Sulfuros comunes (Precipitad os). SMn SZn Sfe Sco Sin SCd S3 Sb2 SPb Scu S3As2 Sag2 S3Bi SHg

El ácido sulfúrico diluido, son atacadas la pirrotina, calcopirita, bornita, blenda y galena; la pirita, y los compuestos de plata sólo resultan ligeramente atacados, no son atacados los minerales como la covelita, calcosina y molibdenita sin embargo el sulfato férrico disuelve con facilidad a la mayoría de ellos.

Los carbonatos son de baja solubilidad y los sulfatos muy solubles, siendo excepciones los sulfatos de plomo y de bario, (ver tabla del comportamiento ante la oxidación de los minerales metálicos comunes). 5.3. Coberteras y sombreros de fierro. Las coberteras indican lo que hay debajo de la superficie, excepto en las regiones heladas la mayor parte de los yacimientos presenta un sombrero o cobertera de oxidación, esto puede anunciar el hallazgo o descubrimiento de un yacimiento de gran riqueza.

El sombrero de oxidación es el afloramiento de una masa celular de limonita y ganga situada encima de los depósitos de sulfuro, la tendencia actual es también llamarlos coberteras, principalmente cuando tenemos la presencia de depósitos diseminados.

83 Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval

5.4. Materias que integran las coberteras y su formación. La limonita, formada universalmente durante la oxidación de los sulfuros ferríferos, subsiste en la zona de oxidación y da la cobertera el color que ha de caracterizarlo, generalmente el oro subsiste

en los

afloramientos de oro nativo.

Estructuras Fig. 15. Ejemplos de “boxwork” procedentes de diferentes sulfuros en los procesos de alteración. a), b) y c): estructuras dejadas por galena. d) y e): estructuras dejadas por la alteración de esfalerita. f) relictos de alteración de calcopirita. g) y h) boxwork procedentes de bornita. i) y j) estructuras dejadas por tatraedrita.

84 Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval

Figura 16. Tipos de estructuras principales de mineralización diferentes estilos y geometrías de depósitos Epitermales. Como se observa en la Fig 16., los diferentes estilos y geometrías de los depósitos Epitermales para ilustrar esquemáticamente la influencia de los controles, estructural, hidrotermal y litológica sobre la permeabilidad, como ejemplo se presentan arriba cada uno de los conductos de los fluidos. 85 Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval

Tabla. 9. COLORES QUE SIRVEN COMÚNMENTE PARA DIAGNOSTICAR EL YACIMIENTO EL AFLORAMIENTO DE METÁLES COMUNES. Mineral o metal Sulfuros de hierro

Molibdenita Plata

Colores de afloramiento Compuestos oxidados Amarillos, pardos, Goethita, oligisto, limonita, castaños, Sulfatos. rojos. Negro Óxidos de manganeso. Alcochado. Verdes, azules Carbonatos, silicatos, sulfatos, óxidos, nativos. Negro, rosa brillante Óxidos, flor de cobalto. Verde Flor de níquel (annabergita), garnierita. Amarillos brillantes Wulfenita, molibdenita. Verdoso, céreo Cloruros, nativa.

Arsénico Bismuto Cadmio

Anaranjado, amarillos Amarillo pálido Amarillo pálido

Manganeso Cobre Cobalto Níquel

Óxidos. Bismutita. Óxido de cadmio.

5.5. Limonita. Posnsjak y Merwin demostraron que no existe ninguna especie llamada (limonita). Los únicos miembros de la serie de óxidos de hierro hidratado son: el oligisto, óxido férrico, y el monohidrato Fe 2 O3.H2 O que existe en las dos formas goethita y lepidocrosita. 5.6. Limonita indígena y transportada. En los afloramientos, el hierro de sulfuros puede: 

Fijarse como óxido en lugar del sulfuro precedente, formando limonita indígena que procede de los sulfuros ocupa los vacíos dejados por ellos, su estructura.



Ser disuelto, transportado y precipitado en otra parte, formando limonita transportada indígena se deposita en estado férrico insoluble y la transportada lo es en el estado ferroso soluble; Posnjak y Merwin han demostrado que la oxidación del hierro ferroso a férrico se retrasada por el ácido sulfúrico libre y acelerada por el cobre. 5.7. Migración del hierro. La naturaleza de la ganga afecta a la emigración de hierro, el

cuarzo, que es una ganga inerte, no ejerce ningún efecto precipitador sobre el hierro en solución, pero el carbonato lo es: Locke divide las gangas coberteras en cuatro clases: o

inerte (cuarzo y barita)

o

reacción lenta (mezclas de cuarzo de grano fino, sericita y adularia)

o

de reacción moderada (feldespato grueso convertido en poroso por caolinización parcial)

o

de reacción rápida (carbonatos).

86 Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval

5.8. Falsos sombreros. El hierro transportado, precipitado por ciertas rocas, puede formar una superficie manchada de hierro que parezca un verdadero sombrero de hierro, y el parecido es mayor todavía si la masa de limonítica vuelve a ser meteorización. El falso sombrero se distingue del verdadero por falta de limonita indígena, de huecos de sulfuro y la naturaleza de la limonita transportada. Estos falsos sombreros de hierro no se encuentran sobre depósitos de mineral, pero su presencia puede indicar sulfuros anteriores a no mucha distancia. 5.9. Interpretación de los sombreros de Fierro sobre los depósitos ocultos. Los sombreros de hierro, proporcionan muchos indicios buenos respecto al volumen, carácter, y contenido mineral de los yacimientos ocultos. Para empezar, un sombrero de hierro indica el emplazamiento de minerales ferriferos precedentes, generalmente sulfuros, con la posibilidad de que también puedan estar presentes minerales de valor.



Forma y Tamaño. Generalmente, los sombreros de hierro indican la forma y tamaño de los depósitos subyacentes, los filones tabulares se reproducen fielmente, pero la anchura de cobertera puede ser muy amplia.



Restos de sulfuros. Los restos de los sulfuros que subsisten en el afloramiento constituyen pistas directas porque están firmemente encerrados en cuarzo o bien tienen un revestimiento protector de óxido, y también porque son resistentes a la oxidación.



Huecos. De los huecos que dejan los minerales preexistentes se puede deducir lo siguiente:



La falta de huecos demuestra que anteriormente no existieron minerales.



Los huecos de no sulfuros son de tres clases:

1. Aberturas vesiculares fácilmente distinguibles en lavas. 2. Huecos rectangulares de huecos de feldespato. 3. Los huecos dejados por otros minerales, como carbonatos, clorita, anfíbol o piroxeno, que generalmente pueden distinguirse como tales a no ser que estén obscurecidos por una descomposición tropical adelantada.

La abundancia de huecos de sulfuros indica abundancia de sulfuros preexistentes, la forma de los huecos puede indicar minerales anteriores. 5.10. Color de la limonita. Los amarillos pardos, castaños, y rojos de la limonita en afloramiento con colores muy conocidos que no han sido comprendidos todavía por completo. 87 Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval

Al parecer, los colores de la limonita proceden de la composición mineral, la influencia del cobre, las impurezas, porosidad, y tamaño del grano. Ponsjak y Merwin, afirman que los óxidos de hierro puro tienen los siguientes colores: oligisto, rojo obscuro, goethita, amarillo anaranjado, y jarosita, amarillento En general el color pardo, el castaño y los anaranjados de los sombreros de fierro significan cobre, los amarillos y rojos ladrillo indican la presencia de la pirita.

Locke, Morse, Blachard, y Boswell, que reconocen las diez variedades de limonita indígena

El color reticulado y posición de la limonita, adecuadamente interpretados, pueden indicar muchos sulfuros primarios. 5.11. Factores que controlan y limitan la oxidación. Las capas de aguas freáticas, grado de erosión, clima, tiempo, estructura de la roca y profundidad, la afectan o la regulan. 

Aguas freáticas. La posición de las aguas freáticas es un control de oxidación. Por encima de ellas puede realizarse libremente la oxidación, por debajo no existe el oxígeno libre disponible para la misma. La capa constituye normalmente el limite de la profundidad de la zona de oxidación; ya que la capa de aguas freáticas es aproximadamente paralela a la superficie del terreno se deduce el fondo de oxidación.



Oxidación por debajo de las capas de aguas freáticas. Puesto que en el agua subterránea falta generalmente el oxígeno, la zona de oxidación termina generalmente en la capa de aguas freáticas, se acepta que la oxidación no puede tener lugar a profundidades apreciables por debajo de la capa permanente de aguas freáticas.



Cambios en el nivel de las aguas freáticas. La posición del nivel de las aguas freáticas no es permanente, los cambios se producen en ella afectan a la oxidación. El cambio normal del ascenso, debido principalmente al progresivo ahondamiento del valle y a la erosión de la tierra.



Clima. Los factores climáticos que afectan a la oxidación son la temperatura y las lluvias, pero con frecuencia estos factores no pueden separarse del efecto tiempo.

88 Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval



Tiempo. Los estudios indican que la oxidación completa y profunda es relativamente lenta y exige considerable tiempo geológicamente hablando. Es del orden del mioceno y plioceno, por ejemplo muchos de los depósitos de cobre se formaron durante el terciario.



Rocas. Las propiedades físicas y químicas de las rocas que encierran los yacimientos afectan a la oxidación, ésta se produce con mayor rapidez en las rocas porosas o quebradizas que se fracturan o se desmenuzan fácilmente y los esquistos quebradizos favorecen la oxidación.



Las rocas sin fracturas son compactas y densas, tales como cuarcitas, arcillas o pizarras impermeables, las rocas verdes, plegables, así como las rocas ígneas básicas caolinizadas, no favorecen la oxidación; los carbonatos se vuelven porosos a la oxidación y permiten una penetración completa de las aguas superficiales, con la consiguiente oxidación penetrantes profundidad.



Estructura. Las características estructurales ejercen un control sobre la distribución y penetración de la oxidación; las fallas influyen en la oxidación de tres modos:

1. Concentran las aguas oxidantes dentro de la zona de falla y permiten una oxidación profunda. 2. Las fallas impermeables aprisionan y concentran esta agua oxidante en los lados de la pared produciendo una oxidación concentrada. 3. Las fallas impermeables actúan a modo de embalses y protegen las rocas metalizadas subyacentes contra la penetración a profundidad de las aguas oxidantes. 5.12. Cese de la Oxidación 

Nivel del agua. Como el agua subterránea carece de oxigeno libre, la oxidación cesa ordinariamente en el nivel freático de las aguas.



Ascenso de las aguas freáticas. Cuando asciende la capa de aguas freáticas se sumerge la zona oxidada y cesa la oxidación.



Enfriamiento. Cuando se hiela el terreno, como en las regiones árticas, cesa toda oxidación.

89 Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval



Agotamiento de oxigeno por abundancia de sulfuros. Cuando existe una gran abundancia de sulfuros por encima de una capa profunda de aguas freáticas puede agotar el oxígeno de las aguas infiltradas.



Enterramiento. La acumulación de sedimentos o materiales volcánicos detiene la oxidación



Zonas oxidadas sumergidas. Los minerales sumergidos pueden hallarse a profundidades de 500 o más metros respecto a la capa de aguas freáticas. Generalidades de los minerales de oxidación

1. El mineral cambiará su naturaleza a profundidad. 2. Es probable que produzca un acentuado cambio de contenido a profundidad. 3. En la mayoría de los casos, no es de esperar que la profundidad sea considerable. 4. Se necesitará diferente tratamiento metalúrgico para los minerales subyacentes. 5. No deberán montarse las instalaciones de extracción hasta que se haya delimitado el volumen del mineral oxidado. 6. Generalmente es necesario un transporte más adecuado para los minerales oxidados que para los no oxidados, por que muchos se expiden directamente a las fundiciones. 5.13. Enriquecimiento Supergénico. Los cambios operados en los depósitos de mineral por la oxidación son tan claros y visibles, desde hace mucho tiempo se han reconocido unánimemente. Los metales en solución que escapan a la captura en la zona de oxidación gotean hacia abajo, Hacia lugares donde no existe oxígeno, generalmente la capa de aguas freáticas, y ahí se depositan en forma de sulfuros secundarios. Los metales desplazados de arriba van siendo añadidos así a los existentes debajo, con lo cual se enriquece la parte superior de la zona de sulfuros. Esto da origen a la zona de enriquecimiento secundario, llamada también ahora zona de sulfuros supergénicos.

Esta a su vez, se halla encima de la zona primaria o hipogénica, la erosión progresiva permite una oxidación más profunda y transcurrido un tiempo los sulfuros supergénicos se oxidan y su contenido metálico es trasladado a la zona inferior de enriquecimiento.

90 Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval

5.14. Sombreros de hierro y coberteras. Las coberteras oxidadas y los sombreros de hierro indican el mineral preexistente, que pudo no ser enriquecido. De todos modos, los minerales enriquecidos han dejado algún indicio en él: 1. Rastro de los metales que experimentan enriquecimiento de sulfuros. 2. Masa de limonita evidencia de sulfuros supergénicos, calcosina. 3. Eliminación de metales del sombrero. 4. Caolinización. 5. Asociación

(a) (b) Fig.17. (a,b) Muestran la estructura y el proceso de oxidación y enriquecimiento supergénico de los yacimientos.

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Fig.18. Muestra las soluciones Epitermales de baja y alta sulfuración 92 Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval

CAPÍTULO 6 YACIMIENTOS SEDIMENTARIOS

6.1. Proceso Sedimentario. Las Rocas Sedimentarias, son el producto de la transformación de rocas preexistentes, debido a la actuación de la gravedad, de los agentes atmosféricos y también de la actividad de algunos organismos vivos. Las rocas sedimentarias son el producto de la consolidación de los sedimentos, es decir de minerales sueltos debidos al cúmulo mecánico de fragmentos de tamaño variable (sedimentos clásticos) o a la precipitación de disoluciones, con o sin la actividad de organismos que fijan las sales disueltas en el agua (sedimentos organogénicos y químicos)

El proceso sedimentario clásico comprende varios estadios. Se inicia con la alteración del material procedente de parte de los agentes mencionados anteriormente; ello conlleva a la formación, encima de la roca intacta, de un suelo, cuyo espesor es función del tipo de agente de alteración, de la duración del fenómeno, de la naturaleza del material y de la posibilidad de aportación de los productos.

El transporte se realiza generalmente mediante el agua, en primer lugar en los arroyos, después en los ríos y finalmente en el mar (corrientes y oleaje), pero puede deberse también al viento, a los glaciares, a la gravedad e incluso a los organismos. Ello conduce en general a una clasificación del material en base a las dimensiones, al peso específico o bien a la composición química.

En el transporte mediante el agua conviene distinguir el material que simplemente es rodado del que es transportado en suspensión o directamente en solución.

El tercer estadio del ciclo de erosión viene representado por el depósito y es el más importante ya que confiere al sedimento las características de textura definitiva.

En base al ambiente de depósito, los sedimentos se distinguen en Continentales y Marinos. Los primeros pueden ser subáereos, y subacuáticos

Los subacuáticos se distinguen en fluviales, formados principalmente por cascajos y arena bastante trabajada, Lacustre basándose en arenas, limos y arcillas, Lagunares constituidos sobre

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todo de limos y arcillas con intercalación ocasional de evaporitas, es decir sales precipitadas a partir de soluciones sobresaturadas y deltáhicos, formados por materiales diversos bien seleccionados según un orden de tamaño.

Los sedimentos marinos están formados por una mezcla de material detrítico de tamaño más o menos grande, frecuentemente recompuesto a partir de sedimentos continentales preexistentes junto a minerales derivados de la precipitación química o bioquímica de las sales presentes en el agua de mar y por residuos de la actividad orgánica presente en la columna de agua (esqueletos, conchas, etc.)

Se distinguen, según la profundidad en la que se depositan en Pelágicos, preferentemente finos y de composición silícea, Neríticos, de tamaño mayor, con estructura compleja debido a la circulación del agua y a la actividad de los organismos, y los Intermareales en deltas, lagunas, arrecifes coralinos, frecuentemente depositados de modo caótico y a menudo mezclados con material orgánico.

Estos depósitos, inician el proceso sedimentario químico y bioquímico que consiste en la precipitación de las sales inorgánicas o de sustancias que los organismos necesitan para su supervivencia. Se trata sobre todo de carbonato cálcico, y en menor proporción, fosfato de calcio e hidróxidos de hierro y sílice. El primero precipita tanto en ambiente continental como marino, frecuentemente mezclado con carbonato de magnesio y limos silicatados finísimos, a profundidad no excesiva. En su fijación desempeñan una importante labor los

organismos animales y

vegetales que lo utilizan para la formación del esqueleto, de la concha o para la formación de caparazones; después de la muerte de los organismos, derivan en masas estratificadas a veces de gran extensión.

A partir de una cierta profundidad, el carbonato de calcio se disuelve, razón por la cual los depósitos abisales están formados, casi exclusivamente de sílice procedente en gran parte del acumulo de restos de organismos o a la precipitación de soluciones cálidas de origen volcánico que contienen también manganeso y hierro (cherts). Los depósitos fosfatados y ferrosos muestran en cambio un origen primordialmente continental: los primeros derivan del acumulo de esqueletos de vertebrados o de excrementos y los segundos de la fijación bacteriana del hierro en solución en el agua de los pantanos.

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M en C. Luis Ortiz y Sandoval

Otro tipo, de sedimento químico está formado por las Evaporitas, procedentes, como su nombre lo indica, de la evaporación de aguas saladas preferentemente marinas en cuencas cerradas, con precipitación de sales (en especial cloruros y sulfatos de elementos alcalinos que en las aguas normales y en climas que no favorecen la evaporación permanecen en solución.

El estado final del proceso de sedimentación está constituido por la Litificación, es decir la transformación del sedimento suelto en roca coherente por eliminación de los vacíos intergranulares; este proceso se realiza bien por simple compactación o por precipitación química de un elemento cementante de los gránulos detríticos. Esta fase se complementa con la Diagénesis, que es la recristalización parcial debida a la presión de los sedimentos dispuestos en las capas superiores, a la disolución y al intercambio químico selectivo operado por las aguas congénitas, que a menudo lleva a la formación de rocas de composición particular (por ejemplo las dolomitas)

El proceso de sedimentación tiene como resultado la formación de rocas sedimentarias comunes sino también valiosos depósitos de minerales de hierro, manganeso, cobre, fosfatos, hulla, pizarras bituminosas, carbonatos, roca de cemento, arcilla tierra de diatomeas, bentonita, tierra de batán magnesita, azufre, y en menor presencia los depósitos de uranio-vanadio.

Se componen de materias orgánicas e inorgánicas, y su origen, como el de toda roca sedimentaria, son rocas que han sufrido una desintegración y el origen último pertenece a las rocas ígneas.

La formación de los depósitos sedimentarios implica en primer lugar, una fuente adecuada de materiales, en segundo lugar la reunión de estos por soluciones o por otros procesos, en tercer lugar el transporte de los mismos, al lugar de acumulación y en cuarto lugar, la deposición de los materiales en el receptáculo sedimentario. 6.1.1. Parck. Jr. Hace hincapié en la meteorización mecánica y química y suministra materiales de mena a las cuencas de deposición al tiempo que suministra el cuarzo, arcillas y sólidos disueltos para la formación de sedimentos clásticos y no clásticos. Bajo condiciones favorables de transporte, clasificación, y deposición, algunos minerales de mena llegan a ser lo suficientemente

concentrados

para

constituir

yacimientos

económicos.

Estas

menas

sedimentarias se clasifican generalmente como precipitados químicos y acumulaciones

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mecánicas, de acuerdo a su composición química y mineralógica. Si se derivaron químicamente como mecánicamente las menas sedimentarias son: Yacimientos singenéticos.

Ciertos yacimientos han sido precipitados como sedimentos primarios de aguas superficiales por procesos químicos y bioquímicos. Las menas de este tipo incluyen óxidos, silicatos y carbonatos de hierro y manganeso, como la formación del hierro bandeado del lago superior.

Los constituyentes de los depósitos de carbonato sedimentario, como las calizas, dolomitas, y magnetita industrial, se derivan de las aguas de mar o salinas, las cuales se enriquecieron con la meteorización de rocas así mismo, los constituyentes de los numerosos tipos de depósitos.

La solución de los constituyentes de los depósitos sedimentarios de importancia económica se realiza en parte durante la meteorización, como ocurre con el hierro, manganeso, fosfatos, cobre y algunos otros metales. Los principales disolventes son el agua carbonatada, el ácido húmico y demás ácidos orgánicos Las aguas carbónicas son disolventes muy activos del hierro y manganeso y fósforo; cuando el hierro está presente en estado ferroso su solubilidad no ofrece ninguna dificultad, pues dicha forma es inestable. Depositación

6.1.2. A partir de soluciones bicarbonatadas. El hierro y el manganeso pueden depositarse a partir de soluciones de bicarbonato de hierro por:

1. pérdida de anhídrido carbónico. 2. oxidación e hidrólisis. 3. plantas. 4. bacterias. 5. substitución de conchas del fondo del mar, en el caso del hierro, formado por oligisto (fósil) 6. Reacción con sílice y arcilla coloidales del fondo del mar, produciendo un gel que absorbe potasio del agua y forma glauconita, o reacciones parecidas que forman chamosita.

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

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6.1.3. A partir de soluciones sulfatadas. Los minerales de hierro y manganeso pueden ser precipitados a partir de soluciones sulfatadas por:

1. reacción con carbonato de calcio. 2. oxidación e hidrólisis. 3. reacción del hierro con silicatos, produciéndose greenalita. 6.1.4. A partir de soluciones orgánicas. La precipitación del hierro y el manganeso, a partir de soluciones, tiene lugar por:

1. oxidación del carbonato ferroso y manganeso a óxidos férrico y mangánico. 2. bacterias. 3. acción de las plantas. 4. hidrólisis. 5. reacción con álcalis. 6. Los electrólitos del agua del mar actúan sobre hidrósolos de óxido férrico estabilizados por coloides orgánicos, y dan un gel de óxido férrico hidratado. 6.1.5 Deposición por bacterias y catalítica. Harrar, ha demostrado categóricamente que las bacterias tienen un papel preponderante en la deposición del hierro, divide las bacterias que intervienen en ello en tres grupos principales: 1. Las que precipitan hidróxido férrico a partir de soluciones bicarbonatadas ferrosas, tales como la Spirophylum ferrugineum y la Gallionella ferrugeneum, que se desarrollan mejor en ausencia de materia orgánica y en presencia de dióxido de Carbono. 2. Las que depositan hidróxido férrico a partir de soluciones orgánicas o inorgánica de hierro, como la Leptothtrix ochracea y Cladothrix dichotoma, estas necesitan materia orgánica.

3. Las que atacan las sales orgánicas de hierro empleando el radical orgánico como alimento y produciendo el óxido férrico, Moore y Maynard demostraron que él hidróxido férrico es precipitado por bacterias del suelo de aguas naturales.

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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

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solución del carbonato cálcico en el agua depende de él. Si se pierde el carbonato se precipita, como en las estalactitas de las cavernas. El volumen de anhídrido carbónico en el mar depende de la temperatura del agua y de la cantidad existente en el aire, que está en equilibrio con el agua.

La deposición orgánica se produce por algas, bacterias, corales, foraminíferos y conchas mayores (coquina). La caliza puede formarse mecánicamente mediante la deposición de materia desmenuzada de conchas y arena de coral, que se cementan formando una caliza compacta.

La Marga, es una caliza pura, friable e incoherente, se deposita en los lagos a partir de carbonato de calcio suministrado por las corrientes de agua o los manantiales, en los lagos glaciales; porque los glaciales que produjeron los lagos proporcionaron caliza desmenuzada aportaron agua fría rica en anhídrido carbónico y con carbonato de cálcico en solución. Sin embargo, la mayor parte de la marga es depositada por plantas acuáticas. La Greda, caliza terrosa blanca, se deposita principalmente en aguas poco profundas, y esta formada por un precipitado químico de carbonato cálcico y diminutas conchas foraminíferos y otros organismos. La Dolomita consiste en el doble carbonato de calcio y magnesio, aproximadamente (54% CaCO 3 y 46% MgCO3), pero en las calizas dolomíticas la proporción de MgCO 3 es inferior que la dolomita, una parte del magnesio puede ser sustituido por hierro o manganeso. Muchas dolomitas no son sedimentarias, sino sustituciones epigenéticas de calizas La Magnecita, es carbonato de magnesio y es importante es un importante mineral industrial. La variedad sedimentaria se encuentra asociada a la sal y yeso, o pizarras o calizas, y está formada por deposición de carbonato de magnesio junto, con algo de carbonato de calcio a partir de las aguas concentradas de lagos salinos; la deposición es provocada por precipitación química con deshidratación subsiguiente, y el magnesio fue transportado en forma de sulfato de magnesio por aguas superficiales subterráneas y que reaccionó con carbonato de sodio hasta dar hidromagnesita insoluble que se acumulo en forma de precipitado relativamente puro, y el sulfato de sodio que permaneció en solución junto con otras sales.

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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.

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Fig. 19. Se muestra algún tipo de rocas sedimentarias

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AZUFRE

6.3. El Ciclo del Azufre. El azufre está distribuido abundantemente en la corteza terrestre, en forma de sulfatos y sulfuros, es un componente de los gases volcánicos y de las emanaciones magmáticas y es común en las aguas termales.

El azufre de los depósitos sedimentarios ha derivado de sulfatos de las rocas y del ácido sulfhídrico de las emanaciones volcánicas, descomposición bacteriana anaeróbica y reducción bacteriana de sulfatos en solución. Estas substancias son transportadas en solución a las cuencas de deposición; el azufre puede ser también transportado en solución en azufre coloidal.

El azufre se deposita a partir de sulfatos y ácido sulfhídrico en masas de aguas pobres en oxígeno, donde prevalezcan condiciones reductoras y bacteria anaerobias. Los sulfatos son reducidos por las bacterias a sulfhídrico, el cual a su vez se oxida y pasa a azufre y agua. De este modo, el sulfhídrico llega a tener concentración en ciertas aguas carentes de oxigeno, que inhibe la existencia de organismos marinos. Se supone también que las bacterias de azufre depositan azufre a partir de sulfhídrico; Transk ha demostrado que el azufre nativo no es un constituyente raro de los barros marinos.

Sin embargo se requieren ciertas condiciones especiales de deposición y acumulación para dar origen a concentraciones de importancia comercial de azufre sedimentario, la abundancia de azufre tiene que ser extraordinariamente grande, para que se pueda registrar la acumulación de capas de azufre puro.

Se cree que el yeso que lleva asociado fue depositado durante el período de elevada por evaporación que eliminaron temporalmente las bacterias reductoras del sulfato y la deposición de azufre. El sulfhídrico volcánico que se oxida y pasa por azufre, es considerado por (Kato), como el origen de las capas de azufre existente en el lago de Kozuke. (Sagui), considera que fue alimentado por manantiales calientes procedentes del basalto subyacente, en las cuencas de azufre de Sicilia. 6.3.1. Nutrientes En la definición de los nutrientes según su cantidad necesaria para el crecimiento normal y desarrollo de las plantas, se estableció la clasificación de los mismos en:

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Macro nutrientes: nitrógeno, fósforo y potasio. Nutrientes secundarios: calcio, magnesio y azufre Micro nutriente: cobre, cinc, molibdeno, hierro, manganeso, boro y cloro.

Las deficiencias de los elementos secundarios así como del micro nutriente pueden ser solo de alguno de ellos o en una forma combinada. Las carencias que sufre la planta son debidas a una causa cuantitativa o cualitativa. La primera se refiere a la falta original del elemento en el suelo debido a su constitución mineral. La segunda indica que existen las cantidades necesarias del elemento pero que éste no se encuentre en una forma asimilable directamente por las plantas; las condiciones limitantes son:

El pH del suelo que determina su acidez o basicidad, "inmovilizando" los diferentes elementos. El contenido de materia orgánica que posibilita el grado de absorción del nutriente a nivel del complejo absorbente.

En suelos con poco contenido de materia orgánica los nutrientes son fácilmente lixiviados y, además de disminuir la cantidad relativa de los mismos, diminuye su capacidad de pasar a la solución del suelo. La salinidad del suelo que promueve el fenómeno de competencia iónica, produciendo una marginación de algunos nutrientes por el exceso de otros.

Estos son los factores que influyen en la asimilación del azufre y que influyen directamente en su ciclo. a. Objetivos: Conocer la importancia, funciones y deficiencias del azufre en el metabolismo de las plantas Familiarizar al estudiante con el funcionamiento del ciclo del azufre. Fundamento Teórico: El azufre generalmente se encuentra en el material permeable del suelo; así también como: a. Azufre cristalino. b. En gas natural. c. Roca madre (basalto) d. En aguas y ríos. e. Pirita (blenda).

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Fig. 20. Ilustración del azufre

El H2S que regresa a la atmósfera se oxida espontáneamente es acarreado por la lluvia. Los sulfuros presentes en combustibles fósiles y rocas sedimentarias son oxidados finalmente a ser empleados como combustible por el hombre, debido a movimientos de la corteza terrestre, y a la intemperización, respectivamente.

La mineralización del azufre ocurre en las capas superiores del suelo, el sulfato liberado del humus es fijado en pequeñas escala por el coloide del suelo, la fuerza de absorción con la cual son fijadas los aniones crecen en la siguiente escala: CL? –NO3? – SO4? –PO4? –SiO3 –OH? El sulfato es ligado correspondientemente mucho más débilmente que el fosfato del cual pequeñas cantidades es suficiente para reemplazar el SO 4 a través de las raíces. El sulfato es la forma soluble del tratamiento del azufre en la planta donde es reducido para integrar compuestos orgánicos. La reabsorción del SO 4, depende del catión acompañante y crece en el sentido siguiente. Ca < Mg. < Na < NH < K

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En cantidades limitadas el azufre puede absorberse, este proceso puede ser inhibido por el cloro, por las partes epigeas de la planta.

Entre el azufre orgánico y el mineral, no existe una concreta relación en la planta; la concentración de (S) mineral, depende en forma predominante de la concentración del azufre in situ, por la cual pueden darse notables variaciones. En cambio el azufre de las proteínas depende del nitrógeno, su concentración es aproximadamente 15 veces menos que el nitrógeno, que se encuentra en la atmósfera, donde se concentra debido a los procesos naturales de descomposición de la materia orgánica, combustión de carburantes y fundición de metales.

Fig. 21. Ilustración del ciclo del azufre El azufre es absorbido por las plantas en su forma sulfatado, SO 4, es decir en forma aniónica perteneciente a las distintas sales: sulfatos de calcio, sodio, potasio, etc. (SO 4 Ca, SO4 Na2) El azufre no solo ingresa a la planta a través del sistema radicular sino también por las hojas en forma de gas de SO2, que se encuentra en la atmósfera, a donde se concentra debido a los procesos naturales de descomposición de la materia orgánica, combustión de carburantes y fundición de metales. 6.3.2. Funciones. El azufre en el interior de las células tiene características de poca movilidad. Cumple fisiológicamente algunas funciones importantes, además de constituir distintas sustancias vitales, son las siguientes:

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

Es constituyente de las distintas enzimas con el sulfidrilo (SH?) como grupo activo, que actúan en el ciclo de los hidratos de carbono y en los lípidos (en la oxidación de los ácidos grasos, como la coenzima A, CoA).

Interviene en los mecanismos de óxido-reducción de las células. Interviene en la estructura terciaria de las proteínas.

Las proteínas se ordenan en grandes cadenas moleculares, el azufre ayuda a la constitución de estas macromoléculas además de formar parte de los aminoácidos (compuestos moleculares imprescindibles para la formación de los péptidos, que se unen a su vez para la formación de las proteínas).

Algunas especies como las crucíferas, y entre ellas las liliáceas, adsorben una gran cantidad de sulfatos, produciendo en su contenido celular gran cantidad de sulfuro de alilo que ocasiona el olor característico de algunos vegetales como la cebolla.

El contenido de azufre en las oleaginosas, y especialmente de aquellos frutos con alto contenido de aceite como la mostaza, es notablemente elevado. El azufre actúa sobre el contenido de azúcar de los frutos, a pesar de que el contenido de almidón también puede estimarse; sin embargo no puede hablarse de una elevación del contenido del almidón por la fertilización el azufre.

El azufre es un componente insustituible de algunas grasas (mostaza y ajo), y también forma parte de las vitaminas (tiamina y biotina). Este elemento contribuye en la formación de la clorofila, a un desarrollo más acelerado del sistema radicular y de las bacterias nodulares, que asimilan el nitrógeno atmosférico, que viven en simbiosis las leguminosas. Parte del azufre se encuentran en las plantas en forma oxidada de compuestos inorgánicos.

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

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

6.3.3.1 En el suelo: La deficiencia de azufre se observa en suelos pobres en materia orgánica, suelos arenosos franco arenosos. Una deficiencia de azufre en el suelo puede traer una disminución de la fijación de nitrógeno atmosférico que realizan las bacterias, trayendo consecuentemente una disminución de los nitratos en el contenido de aquél.

6.3.3.2. En las Plantas. Cuando el azufre se encuentra en escasa concentración para las plantas se alteran los procesos metabólicos y la síntesis de proteínas. La insuficiencia del azufre influye en el desarrollo de las plantas. 6.3.4.3. Síntomas de deficiencia de azufre. Los síntomas de deficiencia de azufre son debidos a los trastornos fisiológicos, manifestándose en los siguientes puntos:

Crecimiento lento. Debilidad estructural de la planta, tallos cortos y pobres. Clorosis en hojas jóvenes, un amarillamiento principalmente en los "nervios" foliares e inclusive aparición de manchas oscuras (por ejemplo, en la papa). Desarrollo prematuro de las yemas laterales. Formación de los frutos incompleta. 6.3.3.4. Conclusiones. Todos los nutrientes ya sean macro o microelementos son necesarios para un correcto balance para la nutrición de la planta.

La ausencia de un macro o micro elemento, provocaría un des balance no solo en el sistema fisiológico de la planta sino también en el sistema del suelo y medio ambiente. 6.4. Ciclo de la Arcilla. El ciclo de la arcilla difiere de los ciclos sedimentarios en que los constituyentes de arcilla no son transportados en solución, sino en suspensión, y que la deposición de los mismos se efectúa por procesos mecánicos. Las arcillas sedimentarias pueden dividirse en marítimas, estuarios, lacustres, pantanosas, y fluviales. El término arcilla se usa habitualmente con diferentes significados:

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

Desde el punto de vista mineralógico, engloba a un grupo de minerales (minerales de la arcilla), filosilicatos en su mayor parte, cuyas propiedades fisico-químicas dependen de su estructura y de su tamaño de grano, muy fino (inferior a 2 mm).



Desde el punto de vista petrológico la arcilla es una roca sedimentaria, en la mayor parte de los casos de origen detrítico, con características bien definidas. Para un sedimentólogo, arcilla es un término granulométrico, que abarca los sedimentos con un tamaño de grano inferior a 2 mm.



Para un ceramista una arcilla es un material natural que cuando se mezcla con agua en la cantidad adecuada se convierte en una pasta plástica. Desde el punto de vista económico las arcillas son un grupo de minerales industriales con diferentes características mineralógicas y genéticas y con distintas propiedades tecnológicas y aplicaciones.

Por tanto, el término arcilla no sólo tiene connotaciones mineralógicas, sino también de tamaño de partícula, en este sentido se consideran arcillas todas las fracciones con un tamaño de grano inferior a 2mm. Según esto todos los filosilicatos pueden considerarse verdaderas arcillas si se encuentran dentro de dicho rango de tamaños, incluso minerales no pertenecientes al grupo de los filosilicatos (cuarzo, feldespatos, etc.) pueden ser considerados partículas arcillosas cuando están incluidos en un sedimento arcilloso y sus tamaños no superan los 2 mm. Las arcillas son constituyentes esenciales de los suelos y sedimentos debido a que son, en su mayor parte, productos finales de la meteorización de los silicatos que, formados a mayores presiones y temperaturas, en el medio exógeno se hidrolizan CARBÒN

La primera parte de la definición del carbón es totalmente educativa. Proporciona la información de cómo el carbón se formó y donde ocurren - ambos dentro de Gran Bretaña y en otra parte en el mundo. 6.5. El Carbón su Origen y Ocurrencia.

INDICE El descubrimiento de Carbón La formación de Carbón Los tipos de Carbón

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Las perturbaciones de los crestones de Carbones Los yacimientos del Mundo Períodos durante que las rocas fueron formadas

6.5.1. El Descubrimiento de Carbón. Carbón fue conocido por el hombre hace millones de años. Las escrituras antiguas nos dicen que hace tres mil años el chino supo que quemarían ciertos tipos de roca negra y en una parte del país dónde había madera pequeña ellos excavaban en la tierra para encontrar esta roca negra para obtener sus fuegos. Esta es la primera evidencia del de carbón excavada de la tierra, es posible que incluso antes de esto, el carbón se usara como combustible en algunas partes del mundo. El hombre descubrió tempranamente y probablemente por accidente, cuando notó que en algunos lugares que quemando las rocas obtenían su propio fuego.

Cuando se produjo la escasez de madera en algunos lugares les obligó a los hombres a que buscaran otro tipo material para quemar, encontrando el carbón en los cortes de los arroyos, o en los flancos de las colinas, efectuaron excavaciones en ladera, descubrieron que el carbón ocurría en una capa espesa o crestón en la loma. Las excavaciones generalmente se derrumbaron antes de que ellos exploraran el carbón a profundidad y excavaron otros pozos a lado del anterior. El lugar dónde una capa de carbón o cualquier otra roca aflora en la superficie de la tierra es conocido como

'afloramiento'.

Cuando se había excavado un afloramiento con mucho carbón fue posible hacer una búsqueda en otro afloramiento y se dieron cuenta que había varias capas descansando una sobre la otra, separando las capas de otros tipos de rocas.

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Se notó por las excavaciones de estos carbones continuaban más allá de las extracciones, cuando no había mas carbón que pudiera trabajarse seguramente en los afloramientos o bordes de los crestones, se excavaron los pozos para alcanzar más abajo el afloramiento carbón. Estos pozos estaban como los pozos del pueblo cerca de la cima para destapar tanto carbón como fuera posible habían hecho más ancho las excavaciones y más profundas, debido a su forma estos se han llamado “pozos de la campanilla” no fue hasta después de algunos centenares de años que los mineros aprendieron a apoyarse sobre las capas para que ellos pudieran extender su funcionamiento a una milla o más del fondo del hoyo. El Carbón fue conocido como una serie de capas y las llamó “crestones, separados por las capas de otras rocas”. Estas rocas les llamaron: rocas, areniscas, esquistos, arcilla de fuego y los crestones de carbones son llamados espesores de carbón, que forman la parte superior de una de rocas, significa que la localización del carbón fue dada por científicos nombrándola Carbonífero, dicen que el período Carbonífero empezó hace aproximadamente 285 millones de años y duró durante aproximadamente 75 millones de años.

Dentro de este espesor puede haber encima de cien capas o crestones de carbón, pero muchos de ellos los espesores son demasiado delgados entre 2.5cm a 60cm de espesor por lo cual son demasiados delgados para ser explotados. La mayoría de las capas de los carbones de medida de espesor laborable entre 60cm y 3.m, pero hay capas entre 7m y 9m., en Escocia hay uno de 30m de espesor, pero sólo se encuentra en una área muy pequeña. En Australia hay una capa de 240m espesor y otros aproximadamente 60 m espesor. 6.5.2. La formación de Carbón. Se encuentran a menudo impresiones de hojas y tallos de plantas en el techo de la costura de un carbón; es decir, en las rocas que quedan inmediatamente sobre la costura de vez en cuando un tronco de árbol, se encuentra en esta posición, en el suelo o simplemente debajo de la costura, como serpentín oscuro se ve qué las señales demuestran ser los restos de raíces del árbol. Cuando una rebanada delgada de carbón se examina bajo el microscopio se ve que contiene fragmentos de plantas. Cuando un

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químico analiza un trozo de carbón encuentra a que tipo de madera alterada corresponde. Estos hechos no dejan ninguna duda que carbón fue hecho de material de la planta, pero para entender cómo el carbón fue formado, las capas de hace más de 200 millones de años, primero estudiaremos algunas cosas que están pasando en nuestros días, en algunas partes del mundo hay una densidad de selvas, pantanos, el mejor conocido de es el Pantano Triste en América. Ésta es una área baja, sólo unos pies sobre el nivel del mar, cubriendo una área de aproximadamente 1,500 sq. millas en los Estados de Virginia y Carolina del Norte.

Los árboles todavía están creciendo en el pantano, pero aquéllos que se han muerto han formado una capa de material vegetal descompuesto; las hojas, ramas y troncos; sobre siete pies espesor. La misma cosa está pasando en los pantanos en el delta del Ganges en India, y aquí los barrenos han mostrado que hay varias de capas de material de plantas enterradas transformadas a un tipo de turba, separada por las capas de arena y arcilla.

Obviamente cada capa de turba fue formada en la superficie. La tierra al sumergirse debajo del agua y arena y fango fueron transportados por el río fue colocado en la cima hasta que el agua estuviera poco profunda para que los árboles volvieran a crecer de nuevo y formar otra capa de turba. También se encuentran los pantanos del bosque similares en los deltas de otros ríos tropicales.

Con estos acontecimientos del presente día en nuestras mentes nosotros podemos regresar ahora y el cuadro cómo el carbón de Bretaña que se formaron las costuras hace 250 millones de años. El área donde la Gran Bretaña e Irlanda ahora la posición de un inmenso estuario poco profundo o laguna. La tierra montañosa coloco hacia el norte a parte de media de Escocia, hacia el oeste de Irlanda, y hacia el sur de Inglaterra cerca del litoral, de estas colinas fluyeron los grandes ríos dentro del estuario. El área entera fue hundida lentamente, la arena, barro y arcilla depositados por los ríos en el fondo del estuario guardaron la profundidad de agua

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Sin embargo había de vez en cuando una pausa en el hundimiento la arena y barro casi llenó al estuario poco profundo y cambio de dirección dentro del gran pantano. En este pantano árboles y helechos gigantes empezaron a crecer por el calor y el clima húmedo de esos días, ellos a corto plazo formaron los bosques densos pronto como el mostrado en la figura arriba de esta página. La condición de pantano de los bosques duró durante muchos años cuando ellos se murieron formaron un lodo espeso de materia vegetal en parte podrida formando un tipo de turba.

Eventualmente empezaron a sumergirse otra vez los bosques fueron abrumados por agua y los ríos, llovió a cantaros sobre las capas de arena y fango sobre el área. Pero de vez en cuando el hundimiento fue contenido el agua convirtiéndose en nuevos bosques poco profundos y nuevas selvas crecieron de una sola vez y nuevas capas de turba fueron formadas.

Después de millones de años las condiciones descendieron al fin. Las áreas de tierra y mar cambiaron, aunque se depositaron millones de metros de rocas, de arena y arcilla, sobre las capas de turba. Debido a las presiones de las enormes rocas sobre ellos, así como a un levantamiento ligero en la temperatura debido al enterramiento tan profundo, las capas de la turba se cambiaron gradualmente en carbón. Las otras capas también se endurecieron, de ser arena cambió a la roca arenisca dura y la arcilla al esquisto.

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Cuando los árboles fueron enterrados las capas de los carbones, fueron afectadas por diferentes capas de rocas (llamándolos estratos o capas). La ilustración muestra que las rocas fueron depositas subyaciendo a los carbones. 6.5.3. Tipos de Carbón. La turba está incluida bajo este título porque, cuando nosotros hemos visto, es la primera fase en la formación de carbón (si no se entierra profundamente, nunca se hará carbón). El tipo de turba normalmente excavado para el combustible consiste en las cañas en parte podridas y musgos que crecen en los pantanos. La turba se hunde a menudo llamado musgo, se encuentra en muchas otras partes del mundo.

Turba

En primera fase de alteración de la turba los carbones presentan un color castaño y su característica es desmenuzable, y puede verse a menudo como un compuesto de material leñoso podrido.

Otro nombre dado a este carbón es lignito; pero algunos lignitos son negros. Hay carbón castaño en horizontes muy delgados, pero en cantidades muy grandes ocurren en varios otros países. Los mantos en Australia, tienen un color castaño.

Lignito

Los tipos mas comunes de carbón son usados en las casas y fábricas son conocidos como carbón bituminoso. Siempre es de color negro y esta hecho de bandas o capas las cuales cambian de apariencia brillosa y vítrea al despuntar este cubierto hollín. Este tipo de carbón generalmente se rompe fácilmente en bloques rectangulares a lo largo de planos de fácil fraccionamiento (clivage) el minero le llama cuña del carbón. La dirección de la cuña ayuda al minero en su labor de conseguir en una mina de carbón.

Bituminoso

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La antracita es carbón que muestra una gran extensión y su importancia es el cambio o alteración de la capa turba que originalmente fue formada. Es dura y muestra pequeñas señales de agrupamiento, presenta un textura lustrosa (o brillosa) más bien de acero o oblicuo en forma de bloques inclinados y fracturados

Antracita

Carbón 'Cannel' es un carbón duro sin bandas o grietas. Se encuentra sobre todo en la mayoría de los yacimientos en Escocia y Lancashire. Se dice que el cannel del nombre ha sido dado a este tipo de carbón porque se quema con una larga llama humeante como lo hace una vela. 6.5.4. Distribución de las vetas de Carbón. En recortes de cantera y ferrocarril en las fachadas de barrancas, los estratos o capas de rocas pueden ser vistos a menudo inclinados y flexionados y a veces rotos, fueron formados originalmente por planos horizontales. Para explicar cómo ocurrió esto ocuparía un libro grande y complicado & el ndash; y en cualquier caso, científicos no están seguros que ellos conocieran una explicación entera todavía. Siempre han estado bajo la presión y la fatiga, comprimiendo mientras algunas partes juntas y otras levantadas y bajas, son llamados a estos movimientos de tierra. Tienen lugar lentamente que raramente se notan por el tiempo de vida de un hombre, por encima de los períodos de millones de años. Sin embargo en ciertas regiones los movimientos son suficientemente rápidos por sus efectos a ser vistos o se sentían. Los terremotos son una señal que las rocas han cambiado de sitio y a veces la cantidad de movimientos pueden verse y pueden medirse, los volcanes son otro resultado de movimientos de tierra que han causado que las rocas fundidas puedan ser forzadas a salir violentamente a la superficie.

Los efectos de los movimientos de la tierra son muy importantes para el minero y debemos estudiar algunos de ellos por consiguiente; Los efectos más simples están inclinados, las capas de los carbones y los ángulos de las rocas muy inclinados a veces son verticales, sabemos que estos se encontraban horizontalmente cuando fueron formados.

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El ángulo de inclinación descendente de la cuesta de las rocas se llama buzamiento aunque el minero prefiere a menudo pensar en la cuesta ascendente que él llama 'el levantamiento'. La dirección a los ángulos rectos al buzamiento se llama descubrimiento. Una línea en esta dirección siempre es horizontal porque no es afectado por el buzamiento.

A menudo los estratos simplemente no se inclinan pero también están torcidos o plegados. como se muestra en las ilustraciones, un ascendente o el arco-pliegue se llama anticlinal y un descendente o el pliegue del comedero se llama sinclinal.

El cambio en la curvatura de inclinación los estratos pueden romperse. Estos rompimientos se llaman fallas. Los mineros que se encuentran trabajando sobre una capa de pronto esta cortada o perdida es producto de una falla y del otro flanco el bloque puede quedar a un nivel más alto o más bajo como muestra en la ilustración. El desplazamiento o diferencia en el nivel se llama el tiro y puede ser sólo unas pulgadas o tanto como los centenares de metros. Si el estrato se encuentra a un nivel más alto que el minero lo llama una falla del alto, y si un más bajo nivel, una falla del bajo.

Las rocas en cierran la ruptura del plano de la falla generalmente se aplasta y se rompe y las superficies se pulen a menudo favorablemente porque un lado se ha resbalado bajo la presión enorme encima del otro. Las cuales pulen la superficie son llamadas espejo de falla.

El ángulo entre la falla plana y la vertical se llama inclinación conocida como un la falla normal, el buzamiento o cuesta de la falla plana es decir, está más cerca de la vertical que del horizontal. La cresta también esta

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siempre hacia el bajo. La falla normal por consiguiente siempre requiere de un espacio entre las dos fallas en el borde de las costuras y otras capas.

Un fracturamiento grande en los estratos no es a menudo una sola falla pero si varias fallas paralelas todas en la misma dirección. Esto da lugar a un gran desplazamiento, como se muestra en la ilustración.

Otro tipo es conocido como una falla inversa, es causada por los estratos en un lado que es empujada por encima de aquéllos en el otro lado. Como resultado, el buzamiento o inclinación de la falla están más cercanas al plano horizontal en una falla normal y hay repetición de los estratos, por ejemplo, si un agujero estuviera hacia abajo de la superficie y atravesara algunas de las camas dos veces.

Una falla esta formada por dos fracturamientos en los estratos permiten que las rocas entre sí caen por debajo de su posición original; un ejemplo típico se muestra en la figura.

Otras alteraciones de los estratos afectan los filones de los carbones y complican el trabajo del minero. Como se muestra previamente, los horizontes varían de espesor del lugar a lugar, pero ocasionalmente los cambios son rápidos. Los horizontes se adelgazan de repente, el lugar es tomado por arena y grava, pero si el minero socava a través de túneles alcanza el filón costura de nuevo. Esto es un es un deslave causado por un arroyo o río que corta a través de la costura poco después fue formado.

Ocasionalmente el filón está afallado porque la roca subyacente formó un crestón de carbón en el pantano. Esto es conocido como un rollo o el lomo de caballo.

En algunos yacimientos, han sido afectados por diques y al solidificarse ellos han formado las paredes muy duras. A veces, en lugar de cortar por los estratos, las rocas fundidas quedan

116

M en C. Luis Ortiz y Sandoval

comprimidas entre los estratos, mientras caminando de repente de un nivelado a otro. De esta forma a estos se les llaman umbrales, algunos yacimientos quedan expuestos.

6.5.5. Yacimientos de carbón en el Mundo

En estos apuntes se

ha descrito la formación del carbón y el desdoblamiento de los

espesores del carbón dentro y separado de los yacimientos del carbón en Gran Bretaña. En algunos eventos tienen acontecimientos en muchas otras ciudades, y en este mapa muestra la posición de otros yacimientos de carbón en el mundo

Las rocas fueron formadas durante los siguientes Periodos

Periodos

Millones de años desde se formaron

Reciente Pleistoceno Plioceno y Mioceno Oligoceno y Eoceno

1 1 to 25 25 to 60

Cretacico Juracico Triacico Permico Carbonifero Devonico Siluruco Ordovicico Cambrico Pre-Cambrico

60 to 120 120 to 145 145 to 170 170 to 210 210 to285 285 to 325 325 to 350 350 to 410 410 to 500 over 500

Tabla 11. Periodos

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6.5.6 ¿Qué es carbón? El carbón es una compleja mezcla de sustancias que se han ido integrando como un mineral a lo largo de millones de años. Estrictamente hablando, el carbón se clasifica como una roca sedimentaria de origen fósil, originado de restos vegetales sometidos a largos procesos de presión y temperatura. Este origen lo relaciona con otros combustibles fósiles, como el petróleo y el gas natural y, junto con ellos, constituye la fuente más importante de energía hasta ahora usada por el hombre.

Hay fundamentalmente cuatro formas de dar uso al carbón: la coquización para uso metalúrgico, la combustión directa para plantas termoeléctricas, la gasificación que puede dar lugar a combustibles como el gas natural "sintético" y la licuefacción, para la producción de gasolina también denominada" sintética". El interés fundamental de este libro es el carbón para combustión directa. 6.5.7. Origen del carbón. Para que el carbón pueda formarse, deben reunirse una serie de condiciones tanto bioquímicas como geoquímicas. En un principio se requiere de un lugar cuya humedad y clima sean favorables para un rápido crecimiento vegetal y con aguas cuya profundidad permita que la descomposición de la vegetación se dé en condiciones anaerobias, o carentes de oxígeno. Este lugar es el pantano de turba. Si las condiciones son suficientemente anaerobias, la turba formada por el proceso resultante de putrefacción dará lugar a carbones sapropélicos (tipos cannel y boghead), con alto contenido de hidrocarburos y poco abundantes en la corteza terrestre. Si la anaerobiosis no es muy estricta, la turba dará origen a los carbones húmicos, que con mayor frecuencia se utilizan hoy en día.

El proceso geoquímico por el cual la turba se convierte en carbón aún se da en la actualidad y toma millones de años en efectuarse. La turba es sometida en este proceso a altas presiones y temperaturas, que la comprimen y facilitan el cambio en su composición física y química. A medida que transcurre el proceso de transformación del carbón, se pierden cantidades de hidrógeno (H), oxígeno (O) y material volátil (MV). Como consecuencia, el contenido de carbón va aumentando, así como su valor calorífico y, por tanto, su rango o grado de evolución que va desde la turba hasta la antracita, lo cual se describirá más adelante. 6.5.8. Análisis del carbón. Es de esperarse que en ciertas zonas de la corteza terrestre hayan existido diferentes condiciones que dieron origen a los diversos tipos de carbón que se conocen. Dada esta diversidad y su innegable importancia comercial, se hace necesario clasificar,

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de alguna manera, la calidad del carbón.

El análisis de un carbón es el estudio que se realiza para determinar las características megascópicas, microscópicas y fisicoquímicas de éste. Las características megascópicas indican la presencia y forma de las bandas típicas de este mineral y son útiles durante la fase de exploración. Dentro de la caracterización microscópica, se presenta la petrografía, o análisis de macérales, que son los componentes orgánicos que forman parte del carbón, como análogamente, los minerales forman parte de las rocas. Los macérales se estudian con un microscopio - petrográfico de luz polarizada. La petrografía del carbón, incluye la composición y reflectancia de los macérales. La composición de macérales en el carbón indica su tipo. La reflectancia del maceral representa el porcentaje de luz reflejada por una muestra representativa de éste, generalmente vitrinita, e indica el rango o grado del carbón.

Para la determinación de las características fisicoquímicas existen diferentes métodos. Uno de los más utilizados es el de la American Society for Testing and Materials (ASTM), en especial la norma ASTM D388, que se utiliza para obtener el rango del carbón en cuestión. Se procede primeramente a determinar el contenido de carbón fijo, la materia volátil 'y el poder calorífico, de acuerdo con las llamadas fórmulas de Parr (ecuaciones i, ii e iii), o bien las fórmulas de aproximación (ecuaciones iv, v y vi):] Fórmulas de Parr:

(Cf - 0.155) * 100 100 – (H + 1.08A + 055S MV = 100 - CF CF = BTU = (Btu - 50S) * 100 100 – (1.08A + 055S) BTU = Btu * 100 Fórmulas de aproximación:

CF =

Cf * 100

100 – (H+ 1.1A + 01s) MV = 100 - CF

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Donde: CF = porciento de carbón fijo, seco, libre de materia mineral Cf = porciento de carbón fijo, base como se recibe MV = porciento de materia volátil, seca, libre de materia mineral mv = materia volátil, base como se recibe BTU = poder calorífico, en BTUllb, húmedo, libre de materia mineral Btu = poder calorífico, en BTUllb, base como se recibe H = porciento de humedad, base como se recibe A = porciento de cenizas, base como se recibe S = porciento de azufre

A manera de ejemplo, se determina con las fórmulas de Parr, el rango del carbón de Río Escondido, Coahuila Los siguientes datos se tomaron de la tabla.

H = 7.77% mv = 32.03% A = 41.74% Cf = 24.46% Btu = 4 265.55 caVg = 7 671.85 BTUllb S

= 0.90%

Sustituyendo en .las ecuaciones (i), (ii) Y (iii) -de la página A-2'lr- se obtienen los siguientes resultados: CF = 52.14% MV

= 47.86%

BTU = 14 013.3 BTUllb

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

El análisis fisicoquímico de un carbón describe su composición analítica, además de sus características físicas. Existen dos métodos químicos tradicionales de análisis, denominados próximo o inmediato y último o elemental. El análisis próximo consta de la determinación de la humedad total, -la materia volátil, el carbón fijo y la ceniza. El análisis último consiste en la determinación de las proporciones de los principales elementos químicos contenidos en el carbón: carbono (C), hidrógeno (H), azufre (S), nitrógeno (N)

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y oxígeno (O). Este último se estima generalmente por diferencia.

Se incluye generalmente en el análisis del carbón la determinación del contenido de azufre en sus variedades orgánico, pirítico y sulfatos.

Adicionalmente a los análisis mencionados, se pueden mencionar pruebas físicas en la caracterización del carbón, que incluyan propiedades como grado o cantidad de contaminantes presentes, tamaño, dureza, densidad, etcétera. 6.5.9. Características fisicoquímicas del carbón metalúrgico. En la tabla se presentan las características promedio del carbón metalúrgico de la cuenca de Sabinas del Estado de Coahuila, que -conforme' a las normas ASTM- está clasificado como bituminoso medio volátil.

TABLA 12. CARACTERISTICAS FISICOQUIMICAS DEL CARBÓN DE SABINAS, COAHUILA

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ANALISIS PRIMARIO (base como se recibe)

% PESO 6.98

Humedad Total Materia Volátil Ceniza Carbón fijo Poder calorífico superior

17.69 42.54 34.81 4,101.60 caVg

ANALISIS ELEMENTAL (base seca) 2.98 Hidrógeno Carbono Nitrógeno Oxígeno Azufre Cloro Ceniza

45.07 0.58 6.71 1.39 0.04 43.23 ANALISIS MINERAL DE CENIZA (Base seca) 5.40 3.77

Fierro Fe203 Calcio CaO Magnesio MgO Sodio Na2O Potasio K2O Sílice SiO2 Aluminio Al2O3 Titanio TiO2 Fósforo P2O3 Azufre SO3 Otros TIPO DE CENIZA

0.85 0.23 0.88 61.31 24.10 0.99 *n.d. *n.d. Bituminosa

.OTRAS DETERMINACIONES y CONCEPTOS COMPLEMENTARIOS 2.00 Índice de expansión libre Índice de molienda (HGI) Temperatura de fusión de cenizas (deformación inicial)

50.80 1,2420 C (atm. red.)

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TABLA 13. CARACTERISTICAS DE LOS MANTOS DE CARBÓN EN LOS DIFERENTES AMBIENTES DE DEPÓSITO PARAMETRO

DELTAICO

PLANICIE

LAGUNAR

LACUSTRE

INTERDELTAICA Geometría

Espesor

Frecuencia

Tabular,

Tabular,

Cuerpo

Alongado

lateralmente

lateralmente

discontinuo

Discontinuo

Discontinuo

discontinuo

Tres metros +

Tres metros +

Dos a cuatro

Menos de un

Menos de tres

metro

metros

Varias capas

Numerosas

Pocas

Alta

Baja

Media

De poca media

Alta

Media

Bajo

Medio

Capas Calidad Ceniza

Alta De poca media

Poder calorífico

Alto

Alto

Plantas

Hierba-arbusto

Hierba-arbusto

Sedimento

arenosos

Lodoso

Pantano-salino Medio

Boscoso medio

Ambiente clásicamente continental

El uso de los datos. Con base en la formación recabada, procesada e interpretada en dos puntos anteriores, es posible conocer o evaluar: La formación geológica del yacimiento Su factibilidad económica de explotación El posible plan de minado 6.5.10. Geología aplicada en la exploración del carbón. La información geológica básica obtenida consistirá de los siguientes datos: geología general, estratigrafía, pliegues y fallas del depósito; y continuidad lateral de los mantos de carbón y rocas que lo rodean.

Esta información será necesaria para efectuar estudios del ambiente del depósito

Será necesaria para efectuar estudios del ambiente del depósito, petrografía del carbón, geoquímica, hidrología, geomecánica de las rocas y palinología. Estos métodos de estudio serán necesarios para la interpretación en diferentes aspectos de los mantos de carbón.

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6.5.11. Ambiente de depósito. Los mantos de carbón se originan en ambientes deltáhicos cercanos a la costa, o ambientes lagunares en regiones continentales. Los factores favorables a la formación del carbón son: clima templado a subtropical, aguas pantanosas, sepultamiento de materia orgánica, régimen químico reductor.

Una sección pulida de carbón puede ser útil para determinar la reflectividad, esta propiedad aumenta con el contenido de carbón fijo, señalando su rango. Este método es rápido y tiene ventaja de poder llevarse a cabo en muestras intemperizadas. Partiendo del concepto de “Microlitotipos” se pueden interpretar las zonas de vegetación que prevalecieron

durante la

formación del yacimiento de carbón.

Actualmente, existen organizaciones japonesas que colectan gran variedad de datos sobre carbón en todo el

mundo, con el propósito de utilizar esta información para resolver los

requerimientos de mezclas con fines industriales; paralelamente muchas compañías productoras de carbón de otros países, durante la exploración, recurren a este banco de datos petrográficos con el objeto de conocer las calidades de carbón que poseen, de una forma rápida y económica. 6.6. Geomecánica de las Rocas. El desarrollo de las investigaciones geomecánicas entra directamente en la planeación de una mina. Las propiedades mecánicas dependen de la geología e hidrología del lugar. El parámetro más importante a conocer es el esfuerzo cortante. Debido a su dependencia del contenido de agua, éste señalará el abatimiento requerido para el acuífero, así como también la forma geométrica de las pendientes del movimiento de carga y descarga. Finalmente, indicará el tipo de equipo de minado a utilizarse.

6.7. Geoquímica. La aplicación de este método de estudio es la interpretación del ambiente de formación del carbón. Algunos investigadores han relacionado la paleosalinidad de los estratos rocosos con el ambiente de formación, así el contenido de magnesio, sodio, potasio o calcio se relaciona con la influencia de aguas marinas que pudo haber durante su formación de las rocas que alojan el carbón. Estas interpretaciones contribuyen al mejor conocimiento del yacimiento de estudio. 6.8. Hidrología. Una investigación hidrológica obtiene información para planear la forma de desaguar el acuífero en el techo del manto de carbón, así como también bajar la superficie potenciométrica del acuífero al piso, con el objeto de efectuar trabajos de minería. Para tener esta

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información es necesario programar diferentes puntos de perforación. Las siguientes propiedades deberán evaluarse: conductividad y transmisibilidad hidráulica, geometría del acuífero y recarga del acuífero.

Los depósitos originados en ambientes lagunares pantanosos-continentales normalmente alojan mantos delgados de carbón. En este caso las rocas forman predominantemente acuíferos pobres, pues el techo y el piso de los mantos de carbón están hechos de areniscas finas, arcilla s, limo-arcillas y Iodos orgánicos cuyas propiedades hidrológicas impermeables son uniformes horizontal y verticalmente. La tendencia actual es el uso de un modelo digital de acuífero mediante la simulación a diferentes tasas de bombeo en varios puntos del sistema o red de pozos. 6.9. Palinología. Es el estudio de elementos orgánicos como polen, esporas o microfósiles que se encuentran en rocas que alojan el carbón; algunos de estos fósiles se utilizan como indicadores de edades o ambiente de depósito del manto de carbón. En el núcleo de las perforaciones efectuadas se detectan las palinofacies, es decir, un grupo de palinomorfos en una porción del sedimento, representando condiciones de ambientes locales y la típica palinoflora regional. 6.10. Exploración geofísica. Este método es útil en la identificación de mantos de carbón en el subsuelo, trazado de estratos persistentes, localización de fallas, zonas de erosión, cuerpos de arena y plegamientos (fig. D.l.l). Estos levantamientos son más valiosos cuando los estratoscarbón ya han sido localizados y son más económicos que otras formas de exploración. Los métodos más comunes son el método sísmico, el método electromagnético y el método magnetométrico.

6.10.1. Método Sísmico. Esta técnica se ha introducido en la exploración del carbón hace algunos años y ha ganado gran aceptación. Se basa en un principio muy sencillo que consiste en activar una fuente de energía que induce una señal sísmica en la tierra; las ondas sísmicas viajan de su origen a la superficie del carbón reflejando o refractando parte de las ondas de regreso a la superficie terrestre.

Su uso conduce a la adecuada determinación de espesores, extensión y geometría de una unidad de estratos roca-carbón.

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a) Técnica de reflexión se utiliza para localizar y caracterizar el modo de fallamiento. Esta técnica es difícil de aplicar en áreas donde los estratos de roca están fuertemente inclinados. También conocida como de alta resolución “somera", esta técnica es aplicada en la explotación y planeación minera para localizar y delinear discontinuidades del manto de carbón, canales de relleno o cuerpos de arena y antiguos trabajos de minería. La ventaja de este método es que proporciona información continua del subsuelo en oposición a la información recabada en los registros geofísicos de pozos; también ofrece la ventaja de que su fuente de energía de alta frecuencia aumenta la resolución; esto significa que se pueden detallar los rasgos geológicos y localizarlos con gran exactitud. La desventaja de este método es que una fuente energética de alta frecuencia tiende a disipar mucha energía en la transmisión, limitando de esta forma la profundidad de penetración. b) Técnica de refracción, las ondas sísmicas de sonido viajan a través de varias capas de roca con una velocidad que depende de -las propiedades elásticas de las capas interceptadas; así, mientras más consolidado sea un estrato rocoso, transmitirá mayores velocidades sísmicas. Esta energía es refractada a la superficie a través de una interferencia acústica proveniente de las rocas interferidas. La técnica de refracción proporciona el medio para cartografiar las rocas del subsuelo en términos de la velocidad de las unidades detectadas. La refracción sísmica proporciona datos estructurales, características del cuerpo del carbón, presencia de agua y de propiedades mecánicas. 6.10.2. Método electromagnético. En estas áreas de estratos de carbón casi planos y conductores de electricidad, el método electromagnético ofrece información de espesor, profundidad o ausencia de mantos de carbón. La penetración de ondas electromagnéticas en la tierra se restringe debido a las características disipativas de los materiales. Las investigaciones electromagnéticas en una área pueden ser realizadas por travesías o por envíos de sonido desde un sitio hacia otro, planificando una cuadrícula de levantamiento.

El método es referido a un radar cuando la energía electromagnética es radiada por un transmisor y las reflexiones producidas por las discontinuidades en el medio son tomadas por un receptor. Este método es particularmente efectivo en algunos proyectos de exploración; ofrece movilidad, producción y amplia cobertura debido a sus características indirectas. Las variaciones en la resistividad de los materiales que sobreyacen al carbón crean modificaciones en los tiempos de retorno de la onda electromagnética; así, cuando decrece la resistividad eléctrica la pene-

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tración de las ondas-radar también decrece.

El carbón se puede detectar directamente mediante el contraste de resistividad que ofrece en relación con los estratos que lo rodean, ya que la resistividad del carbón es considerablemente alta comparada con la de las rocas en su entorno. De esta forma los métodos electromagnéticos y de resistividad responden al mismo contraste físico y pueden complementarse para una mayor exactitud 6.10.3. Método magnetométrico. Se basa en el principio de magnetismo de la tierra. Los levantamientos magnetométricos en un sitio de exploración de carbón pueden ser útiles en la localización de fallas, rocas instrusivas y geometría del manto de carbón. Los levantamientos electromagnéticos se pueden complementar con los magnetométricos cuando existe una correlación. Aunque la magnetometría es efectiva para determinar la estructura geológica, no puede localizar directamente mantos de carbón. La exploración magnetométrica resulta ser rápida y poco costosa.

Todos estos métodos son útiles para determinar las características de los mantos de carbón y son recomendables, tomando en cuenta su costo comparado con los precios de la perforación. No obstante, ninguno de ellos es universalmente aplicado a todas las condiciones geológicas; deberán primeramente establecerse éstas y luego escoger el método más adecuado a esas condiciones y presupuestos de la empresa. 6.10.4. Registro de rayos gamma. Es útil para identificar lutitas, areniscas y para efectuar correlaciones. Su transmisión es más lenta en comparación a la de exploraciones de petróleo, y a esto se debe que sus mediciones sean más precisas. Se puede llevar a cabo durante la perforación, y también en pozos cerrados y sin fluido de perforación La naturaleza misma de los rayos hace factible lo anterior a diferencia del caso de la resistividad eléctrica.

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Fig. 22. Muestra registro geofísico de densidad y rayos gamma

a) Registro de densidad de espaciamiento largo. Consiste en una fuente de radiaciones gamma y un detector que mide la radiación producida por las paredes del pozo. Debido a que el carbón, por su densidad, tiene una absorción radiactiva menor que la mayoría de las rocas, el detector siempre obtendrá altas lecturas de radiación regresiva cuando localice una sección de carbón. Mientras más separadas se encuentren la fuente de energía y el detector, habrá más penetración entre las paredes del pozo. La desventaja que presenta este registro es la falta de definición precisa entre el límite del carbón y las rocas. Se puede llevar a cabo durante la perforación o en pozos cerrados y sin fluido de perforación. b) Registro de densidad de alta resolución. Es semejante al de espaciamiento largo, excepto que la fuente de energía se coloca más cerca del detector. El resultado es una excelente definición de las capas con una exactitud de más o menos 1/2 pulgada. Los resultados obtenidos

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son afectados por cavernas cuyas deflexiones o curvas de registro son casi iguales a las producidas por el carbón. Se puede llevar a cabo durante las etapas de perforación o en pozos cerrados y sin fluido de perforación. No se presentan dificultades para definir con exactitud el espesor del carbón con este tipo de registro. 6.10.6. Registro sónico. Mide la velocidad de la componente compresional de una señal acústica entre el transmisor y el receptor. El tiempo de recorrido es normalmente alto para el carbón, en comparación con las rocas circundantes. La exactitud de este registro mejora en pozos profundos, abiertos o cerrados, que conservan su fluido de perforación 6.10.7. Registro de conductividad eléctrica. Mide esta propiedad de los estratos rocosos por medio de una señal horizontal. Los carbones de alto rango presentan baja conductividad. Los límites de los estratos son determinados probablemente con más exactitud, comparados con los obtenidos por el registro de resistividad.

Normalmente en operaciones de exploración, el primer registro que se efectúa es el de resistividad, con el que se localizan los principales mantos de carbón. El segundo registro que se recorre es el de rayos garnma, con el que se aclara la presencia de los cuerpos de carbón.

El siguiente registro que se efectúa es el de densidad de espaciamiento largo, muy semejante al anterior, con el que se confirma definitivamente la presencia del manto de carbón. Finalmente, es recorrido el de densidad de alta resolución en partes seleccionadas del cuerpo de carbón, con el objeto de resolver límites y estructuras.

6.10.8) Registro de resistividad. Consiste en la medición de la resistividad eléctrica que ofrecen las formaciones rocosas. Generalmente se hacen mediciones de resistividad simples para conocer la posibilidad de cavernas. No es recomendable delimitar las fronteras del manto con este registro. Puede utilizarse durante las etapas de perforación, pero no es posible su aplicación cuando el pozo ya está cerrado o sin fluido de perforación debido a que las lecturas que se obtengan no serían confiables. 6.11. Métodos de registros litológicos del carbón. El método de registros geofísicos de pozos proporciona información de estratos rocosos y carbón. Se puede llevar a cabo en pozos activos (en proceso de perforación). Se basa en la introducción de una sonda cilíndrica hacia el

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pozo, la cual envía información a la superficie en donde es registrada. Hay varios tipos de registro que se utilizan en la exploración de carbón; éstos son: el registro de resistividad, el registro de rayos gama, el registro de densidad de espaciamiento largo y el registro de conductividad eléctrica, entre otros. 6.12. Exploración mediante perforación. Este método de exploración tiene como objetivo fundamental la obtención de testigos o núcleos de roca mediante un equipo de perforación formado básicamente de plataforma, grúa, unidad de energía y perforador, elevador o montacarga, cabeza rotatoria y bomba.

Los técnicos perforistas seleccionan el tipo particular y la configuración del taladro de diamante que mejor reúna las necesidades de operación. Las partículas de diamante (carburo de tungsteno) se distribuyen en la superficie del taladro que cubre completamente la corona. Cuando el taladro se gasta, éste es regresado al fabricante, para ser reemplazado. En la exploración de carbón se usa una corona tricónica; se recomienda obtener un núcleo de 2.5 pulgadas como máximo, pues un equipo que recupere un testigo de mayor diámetro no es necesario.

La recuperación del núcleo es fundamental en el éxito de un proyecto exploratorio. Un factor en contra de la recuperación es la resistencia del material, por ejemplo en el caso de regiones polares donde las rocas porosas están congeladas, así como también en el caso de estratos rocosos con una débil resistencia.

El núcleo recuperado deberá empacarse y transportarse en cajas de madera que lleven anotado el número de núcleo y el intervalo perforado. A continuación se someterá a diversos estudios geológicos, petrográficos, químicos y mecánicos, con el objeto de utilizar esta información para conocer las características y condiciones del manto de carbón, y en el caso de que la evaluación resulte positiva, esta misma información será útil al planear la construcción de una mina.

El equipo de perforación usado para campos de petróleo ha podido ser adaptado para la exploración de cuerpos de carbón a profundidades considerables Un ejemplo de esto lo constituyen dos equipos de perforación petrolera, utilizados exitosamente en Inglaterra: el Failing Strat 90 y el Gardner 300, cuya movilidad se facilitó al instalarlos en un tractor, que en términos generales logró desplazarse bien, cubriendo una serie de perforaciones a lo largo de 1,000 a

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1,200 m y recuperando aproximadamente 800 m de núcleo, pudiéndose obtener un diámetro de barril de 5 3/4 pulgadas y un diámetro de núcleo de 3 1/2 pulgadas.

La tendencia actual es el equipo de perforación hidráulico. Al respecto el servicio geológico de Alberta, en Canadá ha publicado cuatro métodos de perforación a escoger en la exploración del carbón; estos son: perforación por circulación regresiva, perforación por martillo de percusión, perforación rotatoria convencional y perforación por cable 1. Perforación por circulación regresiva o inversa. Se basa en el uso de tubería de perforación de pared doble. El fluido de perforación (aire, agua o espuma) es enviado entre las tuberías interna y externa hacia el taladro o corona, forzando al núcleo cortado en el centro a subir a la superficie muy rápidamente para ser recuperado. Este método es excelente cuando se requiere una buena calidad de muestras. 2. Perforación por martillo de percusión. Es recomendable para materiales resistentes (duros). El martillo accionado neumáticamente está situado en la parte más baja de la línea de perforación exactamente arriba de la corona. El rápido golpe del pistón se transmite directamente al taladro que, combinado con una lenta acción rotatoria, logra penetrar fácilmente, aún en materiales muy duros. Este método requiere considerable inyección de aire. 3. Perforación rotatoria convencional. Se usa satisfactoriamente para recuperar núcleos cortos a poca profundidad: Un barril de 2 a 6 m de longitud se adhiere a la varilla de perforación, la que desciende en el pozo para muestrear el núcleo. La desventaja de este método es que hay que desmontar toda la varilla de perforación por cada barril muestreado.

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Tabla 14. Métodos De Perforación

TASA DE PRODUCIÓN

COSTO RELATIVO

MATERIALES METODO

1. P (lod con

Perforación o/rotaria) convencional

2. P por regr

Perforación circulación regresiva

MEDIOS A DUROS

DUROS A MUY DUROS

Alta Alta M Moderamente alta

Baja

EQUIPO INICIAL

Bajo

PERFORACION ACTUAL POR METRO

Bajo

No

CALIDAD DE LA MUESTRA

Pobre a normal

Baja

Moderada mente alto

Bajo

Excelente

Men 3. P Perforación por martillo de p percusión

Moderado

Alta

Moderado

Bajo

Normal a Buena

4. P Perforación de n núcleo con convencional

Baja a moderada

Baja

Bajo

Alto

Buena Excelente

Baja

Alto

Alto

Excelente

5. P por

Perforación por Alta cable

Alta

4. Perforación por cable. Se utiliza una tubería interna de perforación permanece en el pozo todo el tiempo excepto cuando se cambia la corona. El núcleo se recupera con un barril de 3 m de largo que fácilmente se reemplaza mediante la elevación o descenso del cable, el que utiliza un montacargas para esta maniobra.

5. Comparación de Métodos de Perforación en Exploración. Los principales parámetros que se determinan son: Espesor del carbón, calidad (contenido de cenizas) y condiciones del piso y techo.

El espesor del carbón se determina con precisión mediante el registro de densidad de alta resolución, sin embargo, las cavidades afectan su resolución.

La calidad del carbón es también determinada por el registro de la densidad, y es factible conocer aproximadamente la proporción de ceniza midiendo la densidad. Las tres condiciones que afectan estas mediciones son: el diámetro del pozo, la densidad del lodo y las cavidades.

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Las condiciones de piso y techo que alojan el- manto de carbón surgen del análisis de los registros efectuados, mismos que proporcionan la prueba de la clase de resistencia. de los materiales rocosos. Los perfiles o secciones pueden colapsarse por tener cavernas o fallas severas, en cuyo caso estarían formados por materiales débiles, o estar constituidos de material resistente (compacto y sin fallas) en el caso contrario. Existen condiciones intermedias en rangos de resistencia; todas éstas se pueden determinar aplicando principalmente el registro de densidad de alta resolución.

En el futuro próximo, es probable que se hagan nuevos desarrollos en la determinación de espesor del carbón, en especial en el caso de espesores delgados de rango bajo, en donde se requiere mayor resolución; sin embargo, se piensa que la resolución de más o menos V2 pulgada que ya se alcanzó en los límites de estratos será difícil de superar.

Se espera, igualmente, que los métodos para determinar el contenido de ceniza mejoren, pues muchas veces, cuando existen carbones complejos, su cantidad de ceniza se conoce con dificultad al aplicar el registro de densidad. Hay un método alternativo para ello: determinar en el manto sujeto a análisis el contenido de aluminio-silicatos (que son de los compuestos más abundantes de la ceniza del carbón), y que consiste en registrar las radiaciones que emite tal compuesto, provocadas por un bombardeo de neutrones. Donde dichas radiaciones no se registren, existirá la presencia de carbón. Las determinaciones del contenido de humedad, de sulfuros y cloro también se prevé que mejoren en el futuro. 6.13. Resumen de la Metodología empleada. Todas las actividades que se han mencionado se presentan a manera de cuadro sinóptico en la tabla de esta forma es posible ubicar fácilmente las diferentes etapas de exploración y los objetivos que se persiguen en cada una de ellas. 6.14. Conclusiones y recomendaciones

1. En cada proyecto de exploración de carbón deben ser observadas las condiciones en que se encuentra la información geológica existente, con objeto de escoger el método de estudio adecuado que servirá para una mejor interpretación. 2. El estudio del ambiente de depósito es un aspecto definitivo en el conocimiento del comportamiento de los mantos de carbón. La aplicación de la petrografía del carbón actualmente

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tiene mucha aplicación; tiene la ventaja de ser rápida y poder llevarse a cabo en muestras intemperizadas. Los estudios hidrológico y de mecánica de rocas son indispensables en el programa de minado. 3. La exploración geofísica es un método indirecto que determina las características de los mantos de carbón. Es recomendable aplicado para asegurar el éxito del método directo de perforación, y así evitar incurrir en gastos infructuosos. 4. En la comparación relativa que se hace en la tabla los costos de perforación rotaria convencional resultan más bajos que los costos de la nueva perforación hidráulica, por lo que se recomienda solicitar la cotización de ambos antes de que se tome la decisión sobre la adquisición de un equipo. 5. En operaciones de exploración es recomendable la aplicación secuencial principalmente de los registros de resistividad, los rayos gamma, densidad de espaciamiento largo y de densidad de alta resolución. Se espera que mejoren las técnicas en la determinación de espesor del carbón, contenido de cenizas, contenido de humedad, contenido de azufre y cloro, etcétera, con objeto de conocer mejor las propiedades de un carbón en fase de exploración. 6.15. Explotación. Cuando las condiciones geológicas son apropiadas, los proyectos modernos de minado de carbón deben ser planeados con fuertes inversiones económicas, con operaciones de gran volumen, y tomando la mayor ventaja posible de los métodos mecanizados de minado y tratamiento. La exploración geológica en tales proyectos normalmente precisa un estudio técnico y de factibilidad económica que establece el diseño y el costo de las operaciones mineras, así como también la tasa de interés financiero que se puede esperar de su comercialización. La explotación del carbón representa una extensión de la exploración, investigándose con gran detalle en un área pequeña y poniendo particular atención en los aspectos de ingeniería geológica del depósito.

Hay dos métodos básicos de extracción de carbón: el minado superficial, que involucra excavación del terreno hasta el manto de carbón, y el minado subterráneo, en donde la excavación del carbón se une a la superficie por medio de un tiro.

Los factores de importancia que deben observarse para planear una mina superficial son:

1) levantamientos topográficos y geológicos. 2) características del depósito de carbón mediante perforación.

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3) determinación de la naturaleza del material que sobrecarga el cuerpo de carbón. 4) selección sobre el terreno explorado, del lugar apropiado para instalar la mina, 5) prevención de problemas por agua, pues es necesario abatir el nivel de ésta por debajo del piso de excavación. 6) considerar el clima y sus variaciones en temporadas de lluvia e invierno, que puedan afectar la producción y establecer la forma de transportación del carbón.

El minado superficial no será posible aplicado si uno o varios de estos factores son negativos e implican obstáculos para la producción. La maquinaria que se utiliza para la apertura de la mina y descapote es un equipo de excavación que consiste de excavadoras giratorias, trascabos, dragas, cargadores frontales, retroexcavadoras y palas mecánicas; un equipo de transporte que consiste de sistemas de bandas transportadoras, camiones de gran capacidad y vagones; y un equipo de distribución del material estéril que consiste de camiones, dragas y apiladores de desechos. Para la excavación del manto de carbón se utiliza un equipo de excavación y transporte similar al utilizado en el descapote. 6.15.1. El minado subterráneo. No depende de las características topográficas del terreno. En su planeación intervienen factores tales como: 1) calidad y estructura de las rocas que alojan el carbón, 2) características del carbón, 3) hidrología. Una mina subterránea se puede desarrollar desde una profundidad de 100-200 m.

De este modo la decisión de si una mina debe ser superficial o subterránea dependerá de un análisis riguroso de los estudios técnicos pre-mina que se lleven a cabo; asimismo, de la comparación de los costos de operación en ambos casos; y, no específicamente de las características del manto de carbón.

Dadas las condiciones en que se encuentra el carbón en el norte de México y en EEUU, se ha adoptado la siguiente convención para definir su espesor o potencia: TIPO

ESPESOR

Mantos delgados

0.80< Ee < 1.35 m

Mantos delgados

E> 0.80 m

Debe hacerse notar, según la información hasta ahora disponible, que un manto delgado o

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grueso tiene rangos variables de espesor, de acuerdo a las condiciones de explotación de cada país. 6.15.2. Minado superficial. Es el proceso de excavación de todo el material de la superficie del terreno hacia adentro, incluyendo el manto de carbón. El minado superficial, comparado con el minado subterráneo, tiene las siguientes ventajas: un mínimo de desarrollo antes de iniciar la producción, mayor seguridad del personal que labora en la mina, se requiere de maquinaria menos compleja para la producción de carbón y se recupera casi todo el carbón que se encuentra en su lugar original más fácilmente. Hay varias formas de operación minera superficial que dependen del número y espesor de los mantos de carbón a explotar en relación con su estructura y topografía. Esta variedad de técnicas se divide en dos métodos principales: El minado por secciones (tiras) y el minado a cielo abierto. 6.15.3. Minado por secciones (tiras). Este método consiste en la excavación y movimiento del material que sobreyace al carbón (sobrecarga) utilizando el equipo de dragado. Este material se coloca en una área inmediata adyacente a la frente de trabajo, sobre el afloramiento, desarrollando dicha frente con el rumbo del estrato de carbón y aprovechando para extenderse conforme el echado o inclinación del mismo. Las diversas operaciones con el equipo se denominan "mixtos".

Si el material de sobrecarga o descapote (suelo o estrato rocoso sobre el carbón) es consistente, se perforan barrenos y se utilizan explosivos para que sea quebrado. El material así obtenido se mueve mediante una pala mecánica o una draga móvil de excavación hacia el "terrero" (acumulación de material de desecho o estéril). Conforme la frente avanza, el carbón se mueve con una pala mecánica o trascabo utilizando una rampa o camino inclinado que lo conduzca hacia el molino o quebradora de carbón. Una vez que la primera sección o tira de carbón se ha terminado, continuará una segunda que aprovechará (como ya se indicó) el echado o inclinación del estrato o estratos de carbón. Las siguientes secciones van profundizando la excavación y la maquinaria también va aumentando de capacidad y alcance de movimiento.

A medida que la excavación se profundiza, aumenta la distancia de movimiento del material de sobrecarga hacia el terrero. Para el caso, se utiliza una draga móvil y se aplica el método de "banqueo", que consiste en excavar una sección angosta, colocándola a un lado de la frente de trabajo. A continuación la draga móvil se coloca sobre este banco para excavar el resto de la

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frente El costo de estas operaciones es mayor en comparación con el costo al iniciar las primeras secciones o tiras porque los acarreos se realizan a mayores distancias. 6.15.4. Minado a cielo abierto. Consiste en el transporte del material excavado en la frente hacia un lugar relativamente distante. Este método involucra una excavación más o menos equidimensional, es decir, se lleva a cabo sobre una superficie de lados casi iguales. El minado a cielo abierto es más apropiado cuando se tienen varios mantos.

Normalmente se desarrollan varios frentes o bancos, extrayéndose el carbón de cada uno de ellos. El minado a cielo abierto comúnmente se extiende en el área de trabajo, distribuyéndose los bancos concéntrica mente; el avance progresivo a través del área de depósito estará señalado por una serie de bancos paralelos. El acceso a los diferentes niveles será mediante una serie de caminos inclinados arreglados en forma de espiral.

El material extraído de la parte superior de la secuencia no se puede colocar en las partes adyacentes de donde fue extraído, debido a que hay la necesidad de desarrollar bancos en las partes más bajas a medida que la mina se extiende. De esta forma mucho del material, al menos en los estados iniciales de la operación, se transporta a lugares apropiados, fuera del área de excavación.

Solamente cuando se han excavado los bancos más bajos, el material estéril extraído se usa para llenado del propio fondo de la mina, y aun así la distancia de transporte del material puede ser considerable por la extensión de la mina.

Para el transporte del material excavado a su sitio de emplazamiento se utiliza un equipo especial. El método usado más ampliamente es una combinación de "camión-pala" (uso de excavadoras en combinación con camiones), que usa fuertes palas, cavadoras hidráulicas o varios tipos de trascavos para remover el carbón y el material de sobrecarga. Esta técnica es muy apropiada para materiales duros y es flexible para vencer dificultades en la producción (ver selección del equipo de minado).

Cuando se tienen que mover grandes volúmenes de carbón y material relativamente suave, se utiliza una gran excavadora giratoria, la que se combina con un sistema de vagones o un teleférico. Otro equipo que se utiliza para remover material suave es el autocargador móvil, del

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mismo tipo que se usa en la construcción. Esta excavadora se dirige al área de excavación y levanta una capa delgada del material transfiriéndolo a una "olla" (depósito en forma cilíndrica). El material así excavado se conduce en la olla hasta su lugar de emplazamiento para ser vaciado. 6.15.5. Geología en las operaciones de minado superficial. Los estudios geológicos de varios tipos continúan a medida que el carbón se extrae, con objeto de ayudar en la resolución de problemas específicos, como interpretaciones de la continuidad del manto o inestabilidad de la "pared alta" o de la pendiente de los terreros 6.15.6. Desarrollo de las operaciones en minas superficiales. El desarrollo de las operaciones mineras depende de las condiciones geológico-topográficas que prevalezcan en el área. Si se trata de un distrito minero carbonífero (área extensa), es necesario establecer una separación de las obras de minado para mantener la producción, sin que interfieran unas con otras.

Los límites sugeridos, más convenientes de separación entre estas obras serán puntos donde haya barreras naturales tales como fallas, diques, caminos o drenajes naturales de agua. Para este fin, son útiles las exploraciones geofísicas y la perforación del terreno.

Otra tarea que se presenta en el desarrollo de las operaciones mineras es ubicar la exacta posición del afloramiento de carbón, el que puede estar fuertemente intemperizado o cubierto por algún estrato sobreyacente. En el caso de existir intemperismo, es conveniente hacer los estudios (químicos y petrográficos) pertinentes antes de desechar la explotación de carbón que presente una fuerte degradación de sus características por dicha causa, pues sucede que puede solamente ser una oxidación que no altere sus características de combustión. Las minas superficiales también son afectadas por la necesidad de proporcionar drenaje de aguas del área de trabajo. En estos casos se hace una excavación especial en el piso de la obra, para colectar y extraer el agua; de otra forma, debido a que estas minas se extienden a lo largo del rumbo del manto de carbón, el agua desciende por gravedad a los puntos bajos, de donde se bombeará como sea requerido.

Una vez que se ha optado por un plan de minado, los datos geológicos sobre el manto de carbón y su sobrecarga se usarán para elaborar un programa de producción que contenga por día, mes y año, la cantidad y calidad de los materiales que se removerán durante las

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excavaciones de minado. 6.15.7. Evaluación de la sección de trabajo. Es importante seleccionar el lugar de afloramiento de carbón que se deberá explotar, pues aún cuando no se hayan detectado en los estudios exploratorios previos (geofísica y perforación), se pueden presentar estratos de roca incluidos en el carbón. Si esto se vuelve relativamente consistente, los métodos de minado cambiarán a operaciones de multimantos de carbón, trayendo en consecuencia un aumento en el costo de operación. 6.15.8. Estabilidad de pendientes de excavación. Durante el minado superficial, las pendientes de excavación de terreros y bancos de tierra pueden ocasionar deslizamientos que traen como consecuencia los siguientes problemas: cobertura de afloramientos de carbón, destrucción de plantillas de barrenos y explosivos en el material de excavación y riesgo de deterioro del equipo de perforación. Para protegerse de estos problemas de inestabilidad, será necesario reducir pendientes de paredes de excavación y de terreros. La medida precautoria más importante será la cartografía detallada de juntas y fallas, así como también los estudios de distribución de estratos para delimitar la presencia de rocas que son desfavorables para dicha estabilidad. 6.15.9. Selección del equipo de minado. El tipo de equipo que debe usar depende, en parte, de factores económicos e ingeniériles, pero también de factores geológicos del lugar. Factores importantes son: inclinación de las rocas en relación con la topografía, espesores de roca y carbón que tienen que minarse, etc., pero el factor más importante es el comportamiento geomecánico de las unidades de roca. Las dragas se usan preferentemente para la remoción de material en minas superficiales por secciones, en donde el material involucrado puede ser suave o duro. La geometría o forma de la excavación, y el sistema de terreros que deberá usarse son consideraciones vitales en la selección de dragas para las operaciones mineras. Cuando la consistencia del estéril y el carbón son suaves y se debe mover un gran volumen a una distancia considerable, es preferible utilizar excavadoras giratorias.

Un desarrollo importante lo constituye el minero para mantos delgados en minas superficiales. Se trata de un equipo desarrollado en Holanda. La figura muestra sus partes y dimensiones aproximadas. Este equipo se diseñó para extraer el carbón que no pudo recuperarse durante la explotación superficial; es decir, carbón que forma el contorno del

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yacimiento ya explotado. Puede penetrar con su brazo extractor hasta 70 m y a través de censores puede detectar materiales diferentes al carbón (rocas o gas metano) y evitar su extracción.

Esto permite una mayor recuperación en comparación con el minado normal. El principio operativo de este equipo radica en una cabeza cortera alimentada directamente por energía hidráulica. Su capacidad de producción para un manto delgado de carbón de 36" (1 m) es de 425 ton por turno. En 1984 las industrias Sturgill de EEUU comercializaron el minero para mantos delgados (cuyo fabricante es la compañía Metec, Inc.), con un costo de 2 millones de dólares. El equipo que opera en minas de Kentucky logró incrementar al doble la producción de carbón y se ordenó una segunda máquina. Es natural que resulte más costoso minar un manto delgado que uno grueso, debido a la baja producción de carbón por unidad de avance en la mina. Sin embargo, como se indicó, el desarrollo tecnológico que han tenido estos equipos permite reducir los altos costos de este minado.

En México, los afloramientos de mantos de carbón delgados representan un porcentaje considerable en donde se puede aplicar esta técnica de minado. En EEUU la técnica de explotación de mantos delgados de carbón se ha desarrollado de forma importante a causa de las siguientes razones: el 65% de sus reservas de carbón bituminoso tiene espesores entre 0.35 m y 1.0 m. En la región de los Apalaches, la profundidad de los yacimientos no, excede 300 m, y tienen un alto poder calorífico además de tener bajo contenido de azufre y ceniza. 6.15.10. Minado subterráneo. La mayoría de los recursos de carbón en el mundo se localizan a profundidad. Las minas subterráneas comúnmente requieren un desarrollo más completo para hacer accesible el depósito antes de que la producción comience. Su recuperación es menor en comparación con las operaciones superficiales; sin embargo, para la extracción muy raramente el suelo o estratos rocosos sobre el carbón presentarán dificultad adicional, por su espesor.

Su acceso depende de la relación del cuerpo de carbón con la topografía del área. Cuando el carbón aflora tal como en la ladera de una colina, será posible iniciar el minado directamente a partir de un socavón. No teniendo este tipo de acceso, se deberá construir un tiro inclinando o vertical para alcanzar el cuerpo de carbón. En el caso de ser un tiro inclinado, el personal y materiales entrarán a la mina por un sistema de carros montados en una vía o telesillas, y el

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carbón se extraerá también por carros o bandas. En tiros verticales, el personal, materiales y el carbón entran o salen de la mina por medio de una caleza o cabina de transporte-elevador. Se deberá construir un tiro adicional para la ventilación, que estará equipado con un ventilador para mover el aire, y será la salida de emergencia. La localización más favorable para este tipo de tiros es en el centro del depósito; este punto representa el mínimo de transporte del mineral, lo cual reduce costos de producción.

Cuando el depósito está entre capas inclinadas no se puede entrar por el afloramiento, y es necesario efectuar un desarrollo considerable para conectar un tiro con el manto de carbón. Se construirán una serie de túneles horizontales o "laterales" (obras a niveles apropiados a partir del tiro) con el objeto de alcanzar el manto de carbón. 6.15.11. Método de salones y pilares. Es un proceso de extracción que se divide en dos etapas: La primera consiste en la ejecución de una serie de aperturas o túneles a través del depósito, dejando "pilares" entre ellos. El techo estará sostenido por vigas de acero o de madera y su separación dependerá de la profundidad y de la resistencia del carbón involucrado.

En depósitos poco profundos los pilares pueden ser pequeños, y en algunas circunstancias los túneles se ampliarán hasta formar salones. A medida que la profundidad aumenta, se hacen necesarios grandes pilares, disminuyendo considerablemente el área de los salones y por lo tanto el porcentaje de recuperación.

La segunda etapa en este proceso consiste en la extracción de los pilares; se lleva a cabo cuando el acceso a otras partes de la mina ya no es necesario. En estas áreas el techo se deja colapsar formando un área de escombros, abandonada. Esta etapa es más productiva que la anterior. En ocasiones, cuando las operaciones mineras están bien diseñadas, se puede alcanzar una alta productividad extrayendo simultáneamente pilares y haciendo túneles.

La extracción de carbón por el sistema de salones y pilares se puede llevar a cabo solamente por los siguientes dos métodos: el método convencional, que consiste en perforar y tronar el frente de avance, y el método de minado continuo, que consiste en rompimiento mecánico y carga simultánea del carbón.

En el método convencional, la operación minera se lleva a cabo de dos formas, una en

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condiciones de encontrarse mecanizada parcialmente la mina, es como sigue: se perfora una plantilla de barrenos en el frente, para ser cargados con explosivos y después detonarlos; en seguida, el carbón así obtenido se transporta hacia el sistema de acarreo y el techo de avance se sostiene adecuadamente, manualmente con madera o acero. La otra forma se aplica en condiciones de encontrarse la mina totalmente mecanizada, y es como sigue: un cortador móvil, formado por una cadena de picos metálicos montados en un brazo plano, que es capaz de hacer uno o varios canales horizontales o verticales de 15 cm de ancho y 4 m de profundidad; un multi-perforador, con varias unidades de perforación, que se usan para establecer una plantilla de barrenos para ser cargados con explosivos alrededor de los canales previamente efectuados; un cargador móvil que levanta el mineral quebrado por los explosivos y, por medio de un brazo mecánico, lo deposita en un carro para ser transportado hasta el sistema de acarreo que conduce el carbón fuera de la mina; y, finalmente, una unidad de sostén-techo, que consiste de un perforador y un equipo para apuntalar acero o madera. 6.15.12. Minado continuo, una sola máquina que usa una cabeza cortante equipada con picos metálicos duros rompe el carbón en la frente sin necesidad de explosivos. Esta máquina levanta y mueve el carbón directamente para ser transferido hasta el sistema de acarreo. El minado continuo proporciona gran productividad en comparación con el método convencional y requiere poco personal de operación. La mayoría del carbón que se extrae por este proceso, utiliza este tipo de equipo. 6.15.13. Minado de pared o frente larga. Involucra la extracción del carbón en un solo frente, que puede ser hasta de 300 m de largo. El área de trabajo se protege con soportes hidráulicos, y a medida que el carbón se extrae los soportes o ademes caminantes se mueven hacia adelante, así que el techo que va quedando se colapsa formando un extenso escombro. Se sabe por estadística que en EEUU entre 1987 y 1990, la máquina cortadora más utilizada (37%) en el minado de carbón por frente larga, se diseñó para las siguientes características:

Espesor del manto de carbón (m)

1.05 - 4.30

Ancho del panel o tabla (m)

158.272

El minado de pared larga se lleva a cabo por dos métodos básicos, que son: frente larga hacia adelante y frente larga hacia atrás.

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El minado de frente larga hacia adelante es una técnica desarrollada en EEUU apropiada para el minado de mantos delgados, ya que el 65% de sus reservas de carbón bituminoso tiene entre 0.35 m y 1.0 m de espesor. Esta técnica utiliza un soporte permanente a lo largo de dos túneles paralelos que rodean el escombro generado durante el avance de la frente. Estos dos túneles se interceptan con la frente de pared larga, dando ventilación y acceso a las obras de extracción. El soporte permanente puede ser la propia roca del techo de la mina o fuertes soportes de acero. No son necesarios los pilares.

La frente larga hacia atrás involucra el desarrollo de dos túneles que interceptan los extremos de la frente larga que se trabajará hacia atrás; en este caso sí se tienen pilares. Estas obras dan acceso y ventilación durante el minado.

Una vez que el equipo se instala la extracción se lleva a cabo hacia atrás hasta el área de entrada, dejando que el techo (escombros) vaya colapsándose paulatinamente.

Cuando se encuentran dificultades (derrumbes, fallas o agua subterránea) para mantener abiertos los túneles paralelos de ventilación en la técnica de frente de pared larga hacia atrás, entonces se opta por desarrollar el método de frente larga hacia delante.

Si la certidumbre sobre el comportamiento y geometría del manto de carbón es confiable en un alto porcentaje, entonces puede aplicarse el minado de frente larga hacia atrás; pero cuando esta certidumbre es difícil de establecer, es más prudente decidir aplicar el minado de frente larga hacia adelante, como ya se indicó.

La mecanización del minado de pared larga se basa en el uso de soportes hidráulicos de techo que auto avanzan (ademes caminantes). Su diseño varía considerablemente, pero los tres tipos principales son: soporte tipo cuña, soporte tipo escudo y soporte tipo cuña-escudo.

Los soportes tipo cuña consisten en 3 a 6 piernas hidráulicas juntas en una base rígida o segmentada y una serie de vigas que sostienen el techo.

Los soportes tipo escudo-escudo son una combinación de los exteriores: La viga de techo principal es sostenida por piernas hidráulicas en cada extremo, así como con soportes de tipo cuña. Las piernas hidráulicas se diseñan para un determinado tipo de esfuerzo, de modo que la

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resistencia de los estratos de roca junto con el espesor del manto señalará el equipo para cada operación minera.

Adicionados al frente, los soportes del techo corren sobre una vía segmentada y flexible que abarca el área de trabajo. Sobre esta vía se coloca la máquina cortadora de carbón, misma que puede ser un cortador de tambor rotario o un trepanador y un cortador de tipo arado.

El cortador de tambor tiene una cabeza circular cuyo eje se encuentra perpendicular a la frente. Está equipado con picos metálicos en forma espiral que, al rotar cortan secciones de carbón a medida que pasan por la tabla de trabajo. El carbón así cortado pasa a un transportador de cadena localizado a un lado de la vía, de donde es llevado al sistema de acarreo.

El trepanador utiliza una cortadora circular con el eje paralelo a la frente. Esta unidad corta el carbón en exposición mientras que una segunda serie de discos emparejan el piso y el techo de la frente.

El cortador tipo arado consiste en una serie de hojas cortadoras fijas. Estas hojas cortan secciones de carbón a lo largo de la frente. Esta cortadora tiene la ventaja de ser práctica, en comparación con otros equipos, pues no consta de muchas partes y es capaz de operar solamente en mantos relativamente delgados de carbón suave. Por mucho tiempo, las cortadoras alcanzaron un mínimo de 50” (1.27m) de espesor de carbón. En años recientes, el mejoramiento de las cortadoras han disminuido este espesor. En especial, Erickhoff Corp. Diseñó la cortadora EDW-300LN, que se encuentra operando desde noviembre de 1990 en la mina Bullit, de Westmoreland, en Virginia EEUU. Esta máquina es capaz de cortar mantos de carbón con un mínimo de espesor de 31” (79cm), dependiendo del diámetro del brazo cortador. Se opera a control remoto y puede diagnosticar el corte a realizar.

La técnica de pared larga ofrece mucha productividad y se puede trabajar en minas subterráneas de extenso desarrollo. No debe ser utilizada en áreas donde el minado del terreno no se permite por razones ecológicas a causa de que puede provocar hundimientos del terreno en zonas urbanas y de cultivo.

El extenso crecimiento en la mecanización de minas subterráneas ha traído como

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consecuencia una variedad de sistemas de control remoto, principalmente en la excavación de la frente, del equipo de bombeo, de transportadores y de beneficio de carbón. Ciertas instituciones, como el Instituto Tecnológico de Massachussets (MIT), han creado un Centro de Sistemas de Minado (ClMS) que, en colaboración con el Instituto de Investigaciones sobre Minado y Excavación (MERI) de EEUU está desarrollando varios sistemas computacionales para excavación y operación minera

6.15.14. Minado de pared corta. Esta técnica es una variación de las técnicas básicas; es decir, la de pilares y túneles, y la de pared larga. Es una modificación del minado de frente .larga hacia atrás. Consiste en la extracción de un solo pilar extenso utilizando algunos componentes del equipo del método de frente larga.

La técnica involucra la elaboración de túneles alrededor del cuerpo de carbón, en la misma forma que se hace en la frente larga hacia atrás. Esta pared es mucho más pequeña que la 'pared larga y alcanza no más de 50 m de ancho por 400 m de largo. Hasta ahora, su uso se justifica por una demanda reducida de carbón en el mercado y por razones de restricción geotécnica; es decir, principalmente la presencia de diques, fallas y bolsas de gas. 6.15.15. Minado hidráulico. Además de explosivos o cortadoras, se pueden usar flujos de agua a alta presión para fragmentar el carbón en la frente de avance. El carbón que así se obtiene se mezcla junto con el agua y es dirigido hacia canales, de donde es transportado por tuberías para ser drenado y cargado por el sistema de acarreo final.

El minado hidráulico se utiliza para extraer carbón en secuencias de rocas cuyos estratos tienen una fuerte inclinación. El carbón se fragmenta con los flujos de agua dirigidos hacia arriba del cuerpo del carbón, de forma tal que el agua drena fácilmente de la frente de avance. Al utilizar este sistema, normalmente el techo no se sostiene ya que prácticamente esto lo impide la fuerte inclinación del manto de carbón. 6.15.16. Existen cuatro tipos de minado hidráulico, de acuerdo con la técnica que se use para fragmentar el carbón:

1. Cuando la excavación se efectúa por técnicas convencionales, utiliza un equipo hidráulico para "transportar el carbón a la superficie. De esta forma el flujo de agua no fragmenta el carbón

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directamente, pero sí contribuye a transportarlo. Este tipo de minado se usa en carbón duro e impermeable como la antracita.

2. Cuando la excavación se efectúa por la combinación de una cortadora mecánica y un equipo hidráulico: flujos de agua a alta presión, combinados con cortadoras mecánicas. Se utiliza en mantos de carbón duro.

3. El tipo más conocido es cuando la excavación se hace con una cortadora hidráulica y se utiliza también una transportadora hidráulica. Este tipo de minado se emplea para carbón relativamente suave.

4. El minado hidráulico completo, cuando se usa un sistema hidráulico para corte, transporte y recuperación del carbón. La presión de agua en este caso mueve integralmente al sistema de minado por completo. También se utiliza con carbón relativamente suave. COBRE

6.16. El Ciclo del Cobre. Algunos depósitos de cobre (Cu) se les atribuye un origen sedimentario singenético, es sabido que el cobre también tiene un ciclo sedimentario, disuelto durante la oxidación se emplaza a cuencas de agua dulce o salada, cada ostra absorbe 1.24 a5.12mg de Cu. Se ha precipitado en barras marinas en forma de sulfuros y de cobre nativo, ha sido descompuesto por microorganismos FOSFORO

6.17. El Ciclo del Fósforo. El ciclo sedimentario del fósforo es fascinante y asombroso, disuelto en las rocas, una parte del mismo penetra en la tierra vegetal de donde es extraído por las plantas, de éstas pasa al cuerpo de los animales, los cuales lo devuelven con sus excrementos y huesos y entonces se acumula formando depósitos. A su vez, éstos pueden experimentar, llegar al mar, y allí el fósforo es depositado o acumulado por la vida marina, englobado en sedimentos y devuelto a la tierra por elevación de los mismos y entonces puede empezar un nuevo ciclo.

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Bateman. Dice que los fosfatos sedimentarios proceden de los minerales de roca portadora de fósforo entre los que se encuentra el apatito, de la meteorización de la colofanita y dahlita en rocas sedimentarias.

Los fosfatos son solubles en aguas carbónicas y en ausencia de carbonato de calcio permanecen en solución, el fosfato en las calizas no es soluble. Una parte de ácido fosfórico en solución llega hasta el mar donde es extraído por los organismos, una parte es redepositada en forma de fosfatos secundarios, que pueden ser redisueltos y otra queda retenida en el suelo.

Las aguas pantanosas ricas en materia orgánica disuelven también los fosfatos y se cree que algunos componentes de fósforo entran en solución formando coloides, el fósforo es transportado por las corrientes de agua en forma de ácido fosfórico y fosfato de calcio; Una parte del mismo es transportado por aves y animales terrestres.

Condiciones especiales de deposición. Los depósitos de fosfato de importancia económica se forman tan sólo en medios marítimos y en forma de fosforita. Los sedimentos se extienden desde el Cámbrico hasta el pleistoceno y son de notable uniformidad en miles de kilómetros cuadrados y están interestratificadas con otros sedimentos y se confunden gradualmente con los mismos, las capas fosilíferas, y están interstratificadas con capas fosilíferas marinas y carácter eolíticos demuestra un origen marítimo.

A algunos depósitos de cobre se les atribuye un origen sedimentario singenético Es sabido que el cobre tiene también un ciclo sedimentario, disuelto durante la oxidación se desplaza a cuencas de agua dulce o salada; cada ostra absorbe 1.24 a 5.12 mg. Se ha precipitado en barros marinos en forma de sulfuros y de cobre nativo, y ha sido descompuesto por microorganismos. HIERRO

6.18. Ciclo del Hierro. El hierro disuelto durante la meteorización de las rocas, emigra principalmente en solución hacia los lugares favorables a la deposición. El hierro puede precipitar durante su transporte:

1. Si las soluciones atraviesan caliza, donde las reacciones químicas determinan la deposición del carbonato ferroso o de óxidos férricos.

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2. Si las soluciones se concentran en una cuenca cerrada sometida a evaporación. 3. Por contacto de materiales orgánicos. 4. Por disminución del anhídrido carbónico de las soluciones.

El hierro que llega a las cuencas carboníferas es depositado en forma de depósitos de siderita impura y pobre. El hierro que llega hasta alta mar se deposita en grandes cantidades en forma de silicatos de hierro hidratados, glauconita, greenalita, chamosita o turingita.

La glauconita se deposita en forma de lodos submarinos, mientras que la glouconita reciente prefiere fondos fangosos de no mucha profundidad, donde está presente algo de materia orgánica, y en un ambiente que no sea intensamente óxidante ni reductor 6.18.1. Deposición en aguas marinas poco profundas. Las soluciones de hierro que llegan hasta los mares de poca profundidad han dado origen a los depósitos de hierro del mundo, las condiciones óptimas se dan en lugares donde llegan corrientes lentas procedentes de regiones costeras de baja altitud intensamente erosionadas, con gradientes demasiado reducidos para permitir el transporte de la abundante materia que lleva en suspensión. Por consiguiente se acumula poco sedimento de material de hierro. Las aguas poco profundas se comienzan donde las olas están alternando con periodos de calma, revuelven el fondo y maceran los fósiles presentes.

Probablemente, el hierro se depositó en su mayor parte en forma de óxido férrico más bien que limonita, por razón del efecto hidratante del agua salada. Una parte del fierro se depositó de oolitos, otra recubrió o substituyó fragmentos de conchas existentes, en el fondo del mar, y una tercera parte se precipitó en forma de barro de hierro o en forma de gel y carbonato de calcio, con cantidades variables de materia arcillosa. MANGANESO

6.19. Ciclo de Manganeso. El ciclo del manganeso sedimentario es muy parecido al del ciclo del hierro, con el cual tienen muchas relaciones químicas. Los dos metales tienen el mismo origen, son disueltos por las mismas soluciones o por soluciones parecidas, pueden ser transportados juntos en compuestos químicos similares y se depositan en forma de óxidos y carbonatos por medio de los mismos agentes, generalmente por separado.

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El manganeso puede ser separado como constituyente menor de los minerales de hierro, o puede depositarse separadamente en forma de depósitos sedimentarios de manganeso relativamente libres de hierro. Sin embargo los grandes depósitos de manganeso sedimentario son relativamente pocos pero muy importantes en comparación con los depósitos de manganeso producidos por otros procesos y son mucho menores que los depósitos sedimentarios de hierro. La deposición de mineral sedimentario de manganeso en forma de carbonato u óxidos puede producirse tanto en agua dulce como en la salada, en lagos o pantanos o en el mar. Los minerales bien conocidos son: la manganita (Mn 2O3H2O), hausmanita (Mn3O3), el bióxido (MnO2) es la mena principal de manganeso, no tiene contra partida con el hierro.

Las deposiciones marinas, principalmente en forma de bióxido, se formaron en condiciones de agua de poca profundidad y en sedimentos del fondo del mar, donde se encuentra muy difundido en forma de nódulos, de materia colorante y de revestimientos fósiles. Carbonatos. El carbonato de manganeso sedimentario impuro está muy difundido, pero no tiene importancia comercial. URANIO

6.20. YACIMIENTOS ESTRATIFORMES DEL URANIO-VANADIO. Los yacimientos de uranio son de muchos tipos y orígenes, variando desde hidrotermales a sedimentarios. Algunos de los más grandes y más productivos son de origen sedimentario; estos incluyen los conglomerados bien conocidos de Witwastersand, África del sur, y Blind River, Canadá, otros son estratiformes y su origen no es muy claro, los tipos estratiformes han sido enriquecidos por la disposición de minerales de uranio a partir de aguas subterráneas circulantes.

Los abundantes yacimientos de uranio-vanadio en la región del Colorado Plateu del sudoeste de los EU son un buen ejemplo de los yacimientos de uranio estratiformes enriquecidos por agua subterránea circulante. Los yacimientos están ampliamente distribuidos a través de la cuenca fluvial del río Colorado al oeste de Colorado.

Las técnicas de exploración para las menas de uranio han variado debido a las propiedades especiales de los minerales de uranio y debido la radioactividad puede detectarse instrumentalmente a distancia. Las técnicas más ampliamente usadas incluyen cintilómetros y

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contadores Geiger, Espectrómetros, detectores de gas radon aunque la prospección también se ha basado en minerales fluorescentes, características estratigráficas, biogeoquímicas y geobotánicas. Teniendo en cuenta esto último, algunas especies de Astragalus (conocida como oveja venenosa o hierba venenosa) crecen solamente donde hay selenio en el suelo en el Colorado el selenio esta asociado con las menas de uranio–vanadio. Los yacimientos conocidos de uranio-vanadio de interés económico son más abundantes en el conglomerado de Shinarump, en la formación Chinle en la arenisca de entrada, en la caliza de Toldito y en la formación Morrison. La mayoría de estas formaciones son parecidas y están constituidas por areniscas, limonitas, conglomerados y calizas impuras continentales.

Las formaciones con mineral son generalmente horizontales o próximas a la horizontalidad, aunque a veces están deformadas por pliegues monoclinales y anticlinales moderadamente apretados y por fallas de ángulos altos.

Fig. 23. Distribución y zonificación de los yacimientos de uranio.

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Los controles locales de la deposición mineral están normalmente relacionados con la permeabilidad y con los movimientos de las aguas subterráneas y los controles litológicos son más notables, las menas pueden encontrarse a lo largo de valles en una vieja superficie de erosión, dentro de arenas de canal o areniscas interdigitales con argilitas y lutitas. Wright, 1955, Miller, 1955. Las materias que contienen abundante materia carbonosa pueden estar selectivamente enriquecidas de uranio y vanadio.

YACIMIENTOS TIPO CARLIN

6.21. Depósitos Tipo Carlin. Los yacimientos estratoligados de Cu corresponden a cuerpos subhorizontales tipo manto o a cuerpos de brecha y veta con mineralización importante de sulfuros de cobre. Estos yacimientos reciben el nombre de estrato ligados por estar comúnmente asociados, limitados y hospedados en secuencias de rocas volcánicas, ya sea en lavas o en sedimentos volcánicos.

En algunos casos la roca huésped puede corresponder a calizas,

areniscas marinas y lutitas lacustres, pero estas secuencias aparecen intercaladas dentro de secuencias volcánicas. 6.21.1. Mineralización y Alteración. La mineralización primaria de cobre consiste en bornita, calcosina y calcopirita, asociada con pirita, hematita y/o magnetita. La alteración hidrotermal es en general de carácter débil, siendo en muchos casos, indistinguible de las asociaciones de metamorfismo regional de la roca huésped.

En algunos casos se puede observar albitización, alteración sericítica o argílica débil y propilitización, pero la alteración hidrotermal no es un aspecto de gran notoriedad. Presencia de granates ha sido también reportada.

6.21.2. Génesis. Ruiz et al. (1971), Camus (1980) y Espinosa (1981) sugieren un modelo Volcano exhalativo para los depósitos de cobre mantiformes, pero no presentan evidencias categóricas de singenetismo.

Sato (1984) presenta un modelo epigenético que satisface en mucha mayor medida las características de estos depósitos, y resume lo siguiente:

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i)

La mineralización ocurre preferentemente en zonas de mayor permeabilidad.

ii)

La ubicación de la mineralización está en muchos casos controlados por fallas y/o intrusivos subvolcánicos.

iii)

No se observa en general el desarrollo de alteración hidrotermal notorio, pero la roca huésped está claramente alterada por procesos de metamorfismo.

iv)

iv) La mena se caracteriza por sulfuros de razón azufre/cobre bajas.

v)

v) Calcita es el mineral de ganga más común. vi) Los rangos de temperatura para mineralización van desde 270 a 430°C, y para precipitación de calcita, 65 a 195°C.

Estas características sugieren una mineralización de origen hidrotermal, donde la ausencia de alteración de la roca huésped se explicaría por condiciones de bajo contraste de equilibrio entre fluido y roca, y/o entre fluido hidrotermal y aguas connatas.

La fuente de metales se cree es principalmente magmático pero de largo transporte.

Fig. 24. Fuente de metales de origen magmático pero de largo transporte Tipo Carlin

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Fig. 25. Depósitos tipo Carlin Modelo Genético Vista general

Fig. 26. Modelo esquemático de un yacimiento epitermal del tipo Carlin

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Los yacimientos tipo Carlin asocian principalmente a facies carbonatadas, en sistemas estructuralmente extensionales. Así como los yacimientos tipo sulfato ácido son fácilmente detectables por las importantes anomalías de color que generan (rojos, amarillos, verdes), los Carlin son prácticamente "invisibles". Solo los resaltes generados por la silificación de las calizas (jasperoides) constituyen una muestra más o menos visible de éstos.

YACIMIENTOS TIPO MISSIPI VALLEY 6.22. Yacimientos de minerales metálicos en rocas carbonatadas. La mineralización en estos depósitos consiste de galena, esfalerita, fluorita, baritina, pirita, marcasita y menor calcopirita. La ganga consiste de calcita, dolomita, otros carbonatos y sílice en variadas formas. Texturas coloformes son comunes. Níquel es común como elemento traza. Las rocas carbonatadas con cierta frecuencia contienen mineralizaciones metálicas, sobre cuyo origen ha habido una larga y aún inconclusa polémica: se han defendido desde un origen estrictamente sedimentario para los mismos, hasta un origen claramente postdeposicional, pasando por la posibilidad de que tengan origen diagenético. Los más frecuentes corresponden a yacimientos de sulfuros de Pb-Zn-Cu, a menudo acompañados de fluorita y barita, que también pueden llegar a ser mayoritarios: se conocen también con el nombre de "yacimientos de tipo Mississippi Valley", ya que son muy abundantes

en esta región del centro de los Estados Unidos. Son también abundantes en las formaciones carbonatadas de las cordilleras alpinas europeas (Alpes, Béticas), por lo que también reciben el nombre de yacimientos de tipo Alpino. Suelen aparecer encajados en formaciones carbonatadas, en forma de masas más o menos continuas lateralmente y de potencia muy variable en el detalle, y la mineralización suele ir asociada a encajante dolomítico. Este hecho sugiere que su origen sea posterior al proceso de dolomitización, y posiblemente esté condicionado por el aumento de porosidad de estas rocas, que favorece la entrada de fluidos en la misma. En cualquier caso, lo que a menudo resulta evidente es que son el resultado de la interacción entre fluidos mineralizados y la roca carbonatada; al tratarse de fluidos por lo general ácidos, su introducción en la roca se ve favorecida por la reactividad de sus componentes (calcita y/o dolomita) frente a la acción de estos fluidos.

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Fig.27. Esquema de los yacimientos de Silvermines-Ballynoe (Irlanda), pertenecientes al tipo Mississippi Valley Corresponden a depósitos estratoligados hospedados en rocas carbonatadas.

Son importantes productores de Pb y Zn y en menor medida de fluorita y baritina. En algunos casos, Cu puede ser importante (ej. Irlanda Central). Los principales yacimientos de este tipo se hallan en Irlanda Central, los Alpes, Polonia e Inglaterra.

En Estados Unidos se dan en la

cordillera Appalachian y a lo largo de los valles de Missouri y Mississippi. También existen importantes depósitos en el norte de Africa (Tunisia y Algeria) y en Canadá. No existen depósitos importantes de este tipo en el Pre-Cámbrico, y los más importantes del valle de Missouri y Mississippi aparecen del Cámbrico hasta el Cretácico (exceptuando el Silúrico).

En la mayoría de estos depósitos la mineralización ocurre en gruesos paquetes de dolomitas de paleolatitudes tropicales y casi siempre asociados a un paleoambiente litoral de arrecife y de bancos de lodo carbonatado. En la mayoría de estos depósitos isótopos de azufre de sulfato indican una proveniencia de agua marina de la misma composición isotópica de las aguas marinas de esa época. Estos ambientes son de litoral de cratón, pero estos depósitos también ocurren en alaucógenos (rift abortados) y puntos triples.

En ambiente cratónico estos depósitos ocurren en zonas de relieve positivo, limitado lateralmente por cuencas lutíticas, muy comúnmente por sobre basamento granitoide muy fracturado. Algunos modelos sugieren que fracturas y/o fallas sirven de canales de flujo para que

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mineralización llegue a agua de mar, donde eventualmente precipitará en forma química (sinsedimentario).

Otros autores sugieren que la mineralización ocurre por metasomatismo de baja temperatura en roca ya litificada (caso Mississippi Valley). La forma, tamaño y distribución de estos depósitos varía enormemente, observándose una serie de situaciones posibles

Fig. 28 Yacimiento tipo Mississippi Valley En cuanto a leyes, valores promedio típicos van entre 3 y 10% Pb + Zn combinado, con clavos de hasta 50%. Los tonelajes varían desde pocas decenas de miles de toneladas hasta 20 Mt, pero en varios cuerpos cercanos (ej. Mina Navan, Irlanda Central, varios cuerpos, ninguno mayor a 20 Mt, pero suman 62 Mt con 12% Pb + Zn). YACIMIENTOS EVAPORITICOS

6.23. Evaporación. Otro tipo, de sedimento químico está formado por las Evaporitas, procedentes, como su nombre lo indica, de la evaporación de aguas saladas preferentemente marinas en cuencas cerradas, con precipitación de sales en especial cloruros y sulfatos de

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

La evaporación es de gran importancia en la formación de yacimientos minerales no metálicos, las aguas subterráneas fueron arrastradas a regiones áridas, donde se evaporaron y dejaron minerales valiosos que estaban en solución, ante el implacable sol del desierto lagos enteros han desaparecido, dejando en las playas capas de sales o de sal cubiertas por arenas movedizas de las regiones áridas. En otros casos la evaporación no ha sido completa, sino que ha producido líquidos concentrados de los cuales se obtiene sal doméstica.

Cuando se producen lentas oscilaciones de la tierra o del mar, grandes porciones de los océanos pueden quedar incomunicadas y se evaporan gradualmente del cual se depositan grandes depósitos de yeso y sal en muchas partes del mundo. Una concentración mayor de sales creó ricos depósitos de potasa.

La evaporación actúa con mayor rapidez en los climas cálidos y áridos La evaporación de masas de agua salina se produce una concentración de las sales solubles, cuando se produce una sobresaturación de una sal determinada, ésta se precipita. Las sales menos solubles son las primeras en precipitar y las más solubles son las últimas.

El agua de mar contiene 3.5 % de sales en la precipitación se producen sales diferentes sea de noche o de día. Agua, ClNa, Cl2Mg, SO4Mg, SO4Ca, BrNa, ClK, SO4K2, FeO3 Br2Mg. El agua del océano contiene también oro, plata, cobre, manganeso, aluminio, níquel, cobalto, yodo, flúor, fósforo, arsénico, litio, rubidio, cesio, bario, y estroncio. 6.23.1. Depositación del Sulfato Cálcico (yeso). El sulfato cálcico puede depositarse en forma de yeso o de anhidrita dependiendo de la temperatura y salinidad de la solución, el yeso se deposita a partir de soluciones de sulfato cálcico saturadas por debajo de los 42° y la anhidrita por encima de dicha temperatura. Productos resultantes. La deposición de sulfato cálcico da origen:

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Capas de yeso o anhidrita relativamente puros, de un espesor de decenas de centímetros, hasta decenas de metros, la anhidrita tiene poco empleo porque el yeso absorbe el agua y se hincha. Capas de yeso con impurezas de anhidrita

Alabastro, que es una variedad más blanda y ligera de yeso

Gipsita, que es una mezcla con impurezas. Las capas están interestratificadas con calizas y pizarras, y comúnmente asociadas con sal. 6.24. Depósitos de sal: Sales que se forman por la evaporación. Principalmente existen dos ambientes de formar grandes estratos de sal. En el ambiente marino por evaporación de los sales del agua del mar, o en la tierra firme por evaporación de lagunas solubles. Hoy se puede observar en los Andes el fenómeno de precipitación de sales en los salares.

6.24.1. Tipos de Formación. 1. Por evaporación del agua del mar (Teoría de Barreras). En varios partes del mundo se conoce grandes depósitos de sal. Los espesores totales llegan hacia 1000 metros, principalmente de la época Pérmica pero también de terciario. La explicación de la formación de estos grandes depósitos llega a la teoría (modificada) de las barreras. Se piensan en un sector marino, relativamente cerrado y por la evaporación de agua las cantidades de sales se aumentan. Con mayor evaporación las sales se precipitan de acuerdo de su capacidad de solubilidad. El problema solamente es, que una columna de 1000m de agua del mar produce solo 15 metros de halita, pero los depósitos muestran espesores muchos mayores.

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Figuras 29. Formación de depósitos de la sal

Por eso modificaron el modelo, que la barrera no se cerró completamente. La evaporación es el único "afluente" de este sector semicerrada. Entonces siempre ingresó agua del mar con sales al sector. Así se aumentó la cantidad de sales en el sector que al final llegó al punto de la saturación y se precipitó. 6.24.2. Los salares de la cordillera. La acumulación de aguas en cuencas cerradas de la cordillera en regiones áridas, donde la evaporación es mayor como las precipitaciones las sales lavadas por los taludes de volcanes llegan al salar o a una laguna. Por falta de un afluente normal, la única salida es la evaporación.

Las sales tienen quedarse en la laguna y poco a poco se aumenta la saturación, hasta se precipitan las sales.

Fig. 30. Formación de la sal

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6.24.3. Domos de sal. En total se acumularon en algunos sectores más de 1000 m de depósitos de sales marinos pérmicos. Sal tiene algunas propiedades especiales como roca:

a) Sal tiene un peso específico menor como un mineral común b) Sales se deforman plásticamente y son muy móvil c) Sales tienen una alta solubilidad en agua d) Para el petróleo las sales casi son impermeables

Estas propiedades presentan las siguientes característica: sí la presión es muy alta, las capas de sal se mueven hacia arriba (por su densidad menor). Entones como una burbuja de aceite en el agua la sal lentamente busca su camino hacia la superficie. Las rocas superiores sufren fuertes deformaciones tectónicas (tectónica salina). La estructura se llama domo de sal o díapiro, el fenómeno diapirismo.

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CAPÍTULO 7

METAMORFISMO

Los procesos metamórficos alteran profundamente los depósitos minerales preexistentes forman otros nuevos, los principales agentes que intervienen son: El calor, la presión, y el agua.

Las substancias sobre las que actúan son yacimientos minerales formados anteriormente o bien rocas. A partir de estas últimas se forman depósitos valiosos de minerales no metálicos, principalmente por recristalización y recombinación de los minerales que integran las rocas. Tipos de Metamorfismo

7.1. Conceptos básicos de clasificación Grado metamórfico, zonas metamórficas y facies metamórficas son los conceptos básicos y comunes para describir y clasificar los procesos metamórficos.

El concepto del grado metamórfico fue introducido por WINKLER, H.G. y desarrollado a partir de magmáticas básicas (basaltos). El grado metamórfico se refiere a la intensidad del metamorfismo, que ha influido en una roca. Generalmente el grado metamórfico nombra a la temperatura o la presión máxima del metamorfismo.

Las zonas metamórficas se distinguen en base de un mineral determinado o de un grupo de minerales. Por ejemplo la zona de granate se caracteriza por la apariencia de granate y la zona de sillimanita se caracteriza por la apariencia de sillimanita, de las zonas metamórficas desarrolladas alrededor del plutón Fanad, Irlandia.

El concepto de las facies metamórficas fue introducido por ESKOLA, Pentii (geólogo de Finlandia) en 1920. Las facies metamórficas se distinguen a través de grupos de minerales, que se observan en rocas de composición basáltica.

Las zonas y facies metamórficas se determinan a través de la identificación de los grupos de minerales formados simultáneamente. La composición de algunos minerales metamórficos, que se pueden analizar por una microsonda, y la textura pueden indicar las condiciones de temperatura y

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presión características para el grado metamórfico, por ejemplo la apariencia simultánea de ortopiroxeno y granate indica condiciones de Temperatura y presión elevadas.

Hay varios esquemas para distinguir diferentes tipos de metamorfismo: Basándose en los parámetros metamórficos principales se distinguen los metamorfismos térmicos, dinámicos y termo-dinámico. Con respecto a la posición geológica del metamorfismo se diferencian entre metamorfismo de contacto, catáclasis y metamorfismo regional. Según su posición con respecto al orógeno se hace una distinción entre los metamorfismos orogénicos y anorogénico. Con base en su posición tectónica se distinguen el metamorfismo, que se sitúa en un borde de una placa o el metamorfismo, que se ubica adentro de una placa. 7.2. Clasificación que se basa en los principales parámetros metamórficos. Temperatura y presión son los factores principales, que afectan el metamorfismo. Según estos factores se distinguen: 1. Para el metamorfismo térmico la temperatura es el factor predominante, por ejemplo metamorfismo de contacto. 2. Para el metamorfismo dinámico la presión es el factor predominante, puede tratarse de la presión litostática, que se debe al peso de las rocas superiores o a la carga sobreyacente o del esfuerzo elástico (estrés) por ejemplo catáclasis o es decir rotura mecánica de una roca por metamorfismo dinámico, que se produce localmente en zonas de fallas. El metamorfismo por soterramiento (o hundimiento) resulta de una carga sobreyacente en un ambiente relativamente estático. 3. El metamorfismo termo-dinámico se basa en efectos térmicos y de presión. En general los efectos de presión se constituyen de la presión litostática y del esfuerzo elástico. Generalmente el metamorfismo termo-dinámico ocurre en cinturones orogénicos a lo largo de los bordes de placas convergentes. 7.3. Clasificación que se basa en la posición geológica. Se distinguen 4 tipos generales A. El metamorfismo de contacto. Ocurre en la vecindad de una roca ígnea intrusiva y resulta de efectos térmicos y de vez en cuando metasomáticos del magma caliente. En el caso

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clásico un cuerpo ígneo incluye una serie sedimentaria o ya metamórfica produciendo una aureola de contacto. La distancia y el gradiente de la temperatura (variación de la temperatura con respecto a la distancia de la fuente calorífera = cuerpo ígneo) dependen 1. De la dimensión del cuerpo intrusivo 2. De la diferencia de temperatura entre el cuerpo intrusivo y las rocas encajonantes. Por ejemplo. Un dique de 10m de potencia enfría en unos diez años y produce un efecto de contacto pequeño, mientras que un batolito grande enfría en unos 10 millones de años y produce una aureola de contacto extensiva. El metamorfismo de contacto es caracterizado por una distribución de los grupos de minerales formados simultáneamente en forma concéntrica con respecto al cuerpo intrusivo y por un aumento de la intensidad de recristalización y del grado metamórfico dirigido hacia al cuerpo intrusivo. Al cristalizar el magma acumula los componentes volátiles. La última fase de cristalización a menudo es acompañada por la separación de una fase rica en componentes volátiles, que puede salir del cuerpo intrusivo e infiltrar las rocas encajantes a lo largo de fracturas o a lo largo de los bordes de granos. Por ejemplo en el caso de infiltración y metasomatismo de una roca encajante de caliza se produce un 'skarn', que es caracterizado por una mineralogía de silicatos de calcio formada por la introducción de componentes como SiO 2, Al2O3 y H2O al cuerpo intrusivo a la caliza. Metamorfismo de contacto ocurre en varios ambientes tectónicos, en ambientes orogénicos y anorogénicos, en el interior de una placa tectónica o en los bordes de placas tectónicas. Las aureolas de contacto bien desarrolladas se forman en ambientes anorogénicos o en el interior de placas tectónicas, donde batolitos graníticos intruyen rocas sedimentarias, ejemplos claros para la distribución concéntrica por zonas de los grupos de minerales metamórficos formados simultáneamente se ubican en los niveles medios y someros de la corteza terrestre, donde puede desarrollarse un gradiente de temperatura marcado. Existen tres tipos principales de metamorfismo a respeto de temperatura y presión: Metamorfismo de contacto. Presión baja Metamorfismo regional. Temperatura mediana, presión mediana Metamorfismo de subducción. Alta presión con temperaturas relativamente bajas

163

Fig.31. Tipos de metamorfismo

B. El metamorfismo de contacto regional ocurre en los cinturones orogénicos activos. En los cinturones orogénicos activos las aureolas de contacto de numerosos cuerpos intrusivos, que se ubican en distancias cortas entre sí y que se forman en un corto intervalo de tiempo, se solapan. De esta manera la temperatura de la región entera aumenta por el aporte de calor en la corteza terrestre debido al magma. C. El metamorfismo por ondas de choque es caracterizado por condiciones de temperatura y presión extremadamente altas (por ejemplo p = unos 10 a 100 kbar) y es producido por ondas de choques por un impacto de meteoritos. En la superficie terrestre se observan los efectos del metamorfismo de ondas de choque alrededor de los cráteres de impacto. En la superficie lunar el metamorfismo de ondas de choque es un fenómeno más común. En parte el metamorfismo de ondas de choque produce formas de cuarzo de alta presión como coesita y stishovita y estructuras de deformación típicas como 'shatter cones' o es decir fracturas cónicas en las rocas. D. La catáclasis ('high strain metamorphism') es caracterizado por la deformación de la roca sin influencia grande de efectos térmicos. Catáclasis se produce, cuando los esfuerzos deformadores sobrepasan la capacidad de la roca de deformarse plásticamente. Los parámetros más importantes de la catáclasis son el esfuerzo elástico (=deviatoric stress), la deformación (train rate') y la temperatura. La denominación común para una roca cataclástica es la milonita. La catáclasis se produce en las zonas de fallas y de cizallamiento en el nivel superior de la corteza terrestre, que se sitúan principalmente en las zonas orogénicas y en los bordes de placas tectónicas.

164

Se distinguen tres tipos del metamorfismo regional 1. el metamorfismo por soterramiento 2. el metamorfismo típico para los lomos oceánicos 3. el metamorfismo orogénico. 1. El metamorfismo por soterramiento. Ocurre en las cuencas sedimentarias en consecuencia de la solidificación de los sedimentos debido al soterramiento por los sedimentos sobreyacentes. La temperatura y la presión contribuyen al metamorfismo, la temperatura, puesto que la temperatura sube con la profundidad. Las rocas correspondientes son caracterizadas por temperaturas de recristalización bajas y por la ausencia de deformaciones. La transición entre la diagénesis y el metamorfismo por soterramiento es continua. El metamorfismo de soterramiento es anorogénico y ocurre en la mayoría de las cuencas sedimentarias de los océanos y en las grandes cuencas sedimentarias en el interior de placas tectónicas, actualmente por ejemplo en el golfo de México. 2. El metamorfismo de los lomos oceánicos. Se ubica en los bordes de placas tectónicas divergentes. A lo largo de los lomos oceánicos continuamente se produce corteza oceánica de composición basáltica. Los basaltos oceánicos son acompañados por pizarras verdes y anfibolitas, las cuales son los equivalentes metamórficos de los basaltos. Al metamorfismo de los lomos oceánicos contribuyen el flujo de calor alto y la circulación de los fluidos como parámetros típicos. 3. El metamorfismo orogénico o metamorfismo regional. Es típico para los cinturones orogénicos y es muy común en los arcos oceánicos y en los continentes. Se sitúa en los bordes de placas tectónicas convergentes como en el borde entre una placa oceánica y un arco oceánico, en el borde entre placas oceánica y continental o en el borde entre dos placas continentales. Los factores importantes del metamorfismo regional son las perturbaciones tectónicas, las variaciones de presión y los esfuerzos elásticos ('deviatoric stress'). Debido a los varios tipos de bordes de placas tectónicas convergentes las características del metamorfismo correspondiente difieren de un cinturón orogénico al otro. 

Según la clasificación, que se basa en la posición de las placas tectónicas se distinguen: El interior de las placas tectónicas, donde pueden ocurrir los metamorfismos de contacto, de soterramiento y regional.



Los bordes de placas divergentes, donde pueden ocurrir los metamorfismos de los lomos oceánicos y de contacto.

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

Los bordes de placas caracterizados por un movimiento transformante, donde pueden ocurrir la catáclasis y posiblemente el metamorfismo de los lomos oceánicos.



Los bordes de placas convergentes, donde pueden ocurrir los metamorfismos orogénicos, dinamo-térmico, regionales, de contacto regional y la catáclasis.

7.4. Facies metamórficas. Las facies metamórficas se entienden mejor en los diagramas de temperatura y presión. Bajo 200º C se encuentra la diagénesis o este sector no está realizado en la naturaleza.

Fig.32. Facies metamórficas 7.5. Metamorfismo de depósitos anteriores. Cuando las rocas son metamorfizados, también pueden serlo los depósitos de minerales que aquéllas encierran. Sin embargo las menas raras veces sufren recombinaciones de minerales, los cambios de textura son pronunciados y se producen texturas esquistosas o gnéisicas, en minerales frágiles y no es rara una estructura fluidal.

El resultado es que

los minerales pueden

presentar aspectos de franjas,

o

embadurnaduras, entre minerales de color diferente. La textura y estructura originales pueden quedar tan obscurecidas que sea imposible determinar a qué clase pertenecían los depósitos originales, entonces se clasifican con el nombre de metamórficos. 7.6. Formación de los minerales por metamorfismo. Como resultado del metamorfismo regional se originan diversos tipos de depósitos minerales no metálicos. Los materiales originarios son los constituyentes de la roca que han sufrido una recristalización o recombinación o ambas

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cosas a la vez, en pocas ocasiones se han añadido anhídrido carbónico o agua, pero no se introducen nuevos constituyentes como ocurre en los depósitos metasomáticos de contacto. Las rocas que encierran los depósitos son metamorfizados totalmente o en partes; el metamorfismo de la roca es lo que a dado origen a los yacimientos, los principales minerales formados de este modo son: asbesto, grafito, talco, esteatita, andalucita-sillimanita-cianita, dumortierita, granate y posiblemente algo de esmeril. ASBESTO.

7.7. Asbesto. Existen dos grupos de minerales que se conocen con el nombre genérico de asbesto: serpentina y anfíbol. Los del grupo de la serpentina son silicatos hidratados de magnesio, y picrolita y tienen la misma composición que la serpentina, el más valioso es el crisotilo fino y sedoso. Los anfíboles son silicatos de calcio, magnesio, hierro, sodio, y aluminio. Comprenden los minerales amosita, crocidolita, tremolita, actinolita, actinofilita y antofilita. 7.7.1. Asbesto de serpentina. El asbesto de crisotilo se encuentra en serpentinas que se han producido por alteración a partir de: a. rocas ígneas ultrabásicas, como peridotita o dunita. b. calizas magnésicas o dolomita, la primera proporciona casi el 90% de la producción mundial de asbesto.

En los yacimientos ultrabásicos, la fibra se halla en venillas lenticulares incluidas en serpentinas, se presenta de tres formas: 1. Fibra cruzada, siguiendo la dirección de los muros cuya longitud es la anchura de la venida o inferior a la misma si contiene bifurcaciones. 2. Fibra deslizada, paralela u oblicua a los muros y larga baja de calidad. 3. Fibra de masa, compuesta de una masa agregada de fibras entrelazadas, sin orientación determinada y radiadas.

En los depósitos situados en caliza magnésica, las fibras cruzadas en bandas discontinuas de serpentinas, se extienden en el interior de las capas de caliza, paralelas a la estratificación

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Las venillas de crisotilo son discontinuas y están escalonadas dentro de una faja de serpentina. Este tipo de asbesto es muy duro, y el hecho de que esté libre de magnetita incluida hace que sea muy buscado como aislante eléctrico.

Variedades de anfíbol. Las más importantes son la crisodalita, y la amosita son de calidad inferior al crisotilo. ORIGEN

7.7.2. Crisotilo. El crisotilo está confinado enteramente a la variedad fibrosa de serpentina.

La serpentinización, es un proceso autometamorfico, en rocas ultrabásicas como la dunita, la serpentinización ha operado a lo largo de fracturas.

El problema del origen es saber cómo se formó el crisotilo teniendo la misma composición que la serpentina, y como se emplazó.

1. Las venillas son rellenos de fisura. a. En aberturas de expansión de hidratación a partir de soluciones de serpentina de transporte a corta distancia. b. En fracturas producidas por tensiones dinámicas, mediante soluciones hidrotermales de origen remoto. 2. Substitución y recristalización de los muros de serpentina hacia el exterior desde rendijas apretadas. 3.

Serpentina extraída de roca y depositada en forma de asbesto en fracturas de poca

separación, cuyos muros son apartados por la fuerza de los cristales crecientes. 7.7.3. Anfíbol. Peacock considera que la crosidolita se originó por reacción molecular sin transferencia esencial de constituyentes de las sideritas que la encierran. Créese que por el hecho de estar enterrada a gran profundidad, estuvo en condiciones de presión y calor que determinaron el metamorfismo de los constituyentes de la roca de que se con virtieron en asbesto azul. La amosita es químicamente diferente de las rocas que lo encierran y su presencia en la aureola de contacto del Complejo Bushveld sugiere aportaciones a partir del complejo además del metamorfismo estático.

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GRAFITO

7.8. Formación del Grafito. El grafito o plumbagita es una forma de carbóno que se presenta en dos variedades; cristalina, consiste en copos delgados de un negro casi puro, y amorfa, negro, grasiento y tizna el papel; e ahí el nombre de grafito (escribir). Es discutible que la materia de la pizarra grafítica, que da un (grafito amorfo), sea realmente grafito o carbono amorfo. El grafito verdadero da ácido granítico cuando se le trata con ácido nítrico, el carbono amorfo no lo da. 7.8.1. Localización. El grafito se encuentra principalmente en rocas metamórficas producidas por metamorfismo regional o de contacto. Se halla en el gneis, esquisto, cuarcita, y capas de hulla alterada; también en rocas ígneas, filones y diques de pegmatita. La mayor parte de la variedad cristalina se halla en diminutos granos diseminados por rocas metamórficas. La variedad amorfa se presenta en polvo. Los depósitos pueden ser de gran tamaño, y el contenido en grafito puede llegar hacer del 7 %. Son minerales asociados: cuarzo, clorita, rutilo, titanita, y sillimanita. Los tipos más importantes de yacimientos son las diseminaciones y los filones de fisura.

7.8.2. Origen. El grafito se origina por:

1. metamorfismo regional. 2. cristalización original a partir de rocas ígneas, como lo demuestra su presencia en el granito, sienita, y basalto. 3. metamorfismo del contacto, donde se presenta con silicatos metamórficos de contacto en una caliza adyacente a una intrusión ígnea. 4. introducción por soluciones hidrotermales, que explica los depósitos de filón y los depósitos en pegmatitas y zonas de cizalladura en los esquistos en los montes de San Gabriel.

El grafito en los apartados 2, 3 y 4 se consideran de origen magmático: el 3 y 4 son el resultado de compuestos gaseosos de carbono desprendidos por el magma o bien el carbono puede proceder de los sedimentos incluidos y depositados posteriormente.

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Las capas de hulla se han alterado a grafito en Sonora México y evidentemente son el resultado del metamorfismo ígneo; los materiales volátiles del carbón han sido expulsados y el carbono residual se ha hecho cristalino, con un contenido 80 a 85 % de grafito.

Existen dos puntos de vista sobre los depósitos resultantes del metamorfismo regional: uno que el grafito es materia orgánica alterada, presente en los antiguos sedimentos o que resulta de la descomposición del carbonato de calcio. Las calizas carbónicas negras, cuando son metamorfoseadas, dan origen a mármoles blancos con grafito diseminado en él o bien que los hidrocarburos que estaban presentes se han descompuesto, determinando la precipitación directa del carbono o han sido convertidos a monóxido de carbono y anhidro carbónico, los cuales fueron reducidos, y se precipitó el carbono. La presencia de grafito en rocas precámbricas sugiere un origen inorgánico más que orgánico para el carbono. En ambas hipótesis, el carbono ha procedido de los sedimentos.

TALCO

7.9. Talco y Esteatita. El talco es un producto de metamorfismo, es un silicato hidratado de magnesio [(SiO3) H2Mg3], al ser molido finamente, forma el conocido polvo de talco; esteatita es el nombre con que se designa una variedad compacta y en masa; agalita es el nombre especial que se aplica al talco fibroso procedente de N.Y. La esteatita es una roca blanda compuesta esencialmente por talco pero que contiene también clorita, serpentina, magnesita, antigorita, y esteatita, tal vez algo de cuarzo, magnetita, o pirita. Es una roca talcosa impura que puede ser extraída y cortada en grandes bloques. La pirofilita que a veces está incluida entre esteatitas, es un silicato hidratado de aluminio que tiene aplicaciones semejantes a la esteatita.

7.91.1. Localización.

Los depósitos

comerciales de talco y esteatita se hallan en

intrusiones ultrabásicas, metamórficas o calizas dolomíticas. Están restringidas a las rocas metamórficas y confinadas en gran parte al precámbrico. La mejor calidad del talco procede de las calizas dolomíticas metamorfósicas y esta asociado a tremolita, actinolita y minerales relacionados con estas, los depósitos son generalmente lenticulares y llega a tener una anchura de 40 m. La pirofilita se halla principalmente en una toba ácida.

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7.9.2. Origen. El talco es un producto de alteración de los minerales magnésicos primarios o secundarios de las rocas, es el resultado de suave metamorfismo hidrotermal, ayudado quizá por su metamorfismo dinámico simple pero nunca por meteorización. Es raro en los yacimientos metálicos. Es seudomórfico de tremolita, actinolita, esteatita, díópsido, olivino, serpentina, clorita, anfíbol, epidota y mica. Lindgren afirma que pudo haber sido formado a partir de cualquier anfíbol o piroxeno magnésico activado por CO 2 y H2O según la siguiente reacción.

4 SiO3Mg + H2O = Si4O12H2Mg3 +CO3Mg Se origina en:

a. calizas regionales metamorfoseadas b. rocas ígneas ultrabásicas alteradas C. zonas metamórficas de contacto adyacente a rocas ígneas básicas.

El talco siempre es el último en la secuencia mineral y se forma en parte de otros minerales que a su vez representan productos de alteración de minerales primitivos. Cuando está presente en serpentina no se formó como resultado de la serpentinización, sino por procesos posteriores no relacionados con el proceso por medio del cual la serpentina fue substituida por el talco.

7.10. GRUPO DE LA SILLIMANITA: ANDALUCITA, CIANITA Y SILLIMANITA.

Estos

cuatro interesantes minerales: andalucita, cianita, sillimanita, y durmotierita resisten temperaturas elevadas, se transforman en mullita, son buscados como refractarios de alto grado y se emplean para fines cerámicos similares. Los tres primeros tienen idéntica composición (Si O 2. Al2 O3), pero difieren de su cristalización en cuanto a la sillimanita y andalucita son rómbicos y la cianita es triclínica. La durmortierita es un borosilicato básico de aluminio (rómbico) A temperaturas elevadas (1,100° C a 1,650° C), estos minerales se transforman en mullita (2 SiO 2. 3 Al2 O3), y sílice vítrea, que se supone cristobalita. Esta materia rara en la naturaleza, permanece estable hasta los 1,810° C, por lo tanto es resistente al calor, constituye un buen aislante para altas temperatura, y es particularmente resistente al calor.

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CAPÍTULO 8 SULFUROS MASIVOS VOLCANOGÉNICOS (VMS).

Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos (conocidos como depósitos VMS; de "volcanogenic massive sulfide") corresponden a cuerpos estratiformes o lenticulares de sulfuros presentes en unidades volcánicas o en interfaces volcánico-sedimentarias depositadas originalmente en fondos oceánicos. A menudo, los depósitos consisten en un 90% en pirita masiva aunque la pirrotina está presente en algunos de ellos, pero contienen cantidades variables de Cu, Pb, Zn, Ba, Au y Ag, siendo típicamente depósitos polimetálicos.

Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos usualmente se presentan en grupos y en áreas específicas o distritos están restringidos a un nivel o a cierto número limitado de niveles estratigráficos. Estos horizontes pueden representar cambios en la composición de las rocas volcánicas, un cambio desde volcanismo a sedimentación o simplemente a pausas en actividad volcánica submarina. Existe una asociación con rocas volcanoclásticas y muchos cuerpos de mena sobreyacen productos explosivos de domos riolíticos. Debajo de los depósitos de sulfuros normalmente existe un stockwork de venillas de sulfuros en rocas intensamente alteradas, el cual parece haber sido el alimentador de los fluidos hidrotermales que penetraron para formar el cuerpo de sulfuro masivo sobreyacente. El stockwork mismo en ocasiones puede tener leyes económicas.

Fig. 33. Esquema mostrando el sistema de circulación de aguas marinas que dan origen a depósitos de sulfuros masivos en los fondos oceánicos.

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Fig. 34. Esquema de un depósito de sulfuro masivo típico con zonación de calcopirita pirita ± pirrotina en la parte inferior, seguida de pirita ± esfalerita ± galena y esfalerita ± galena ± pirita ± baritina en la parte superior. Subyace al cuerpo de sulfuros una zona de rocas alteradas (cuarzo, seriecita, siderita, cloritoide) con Stockwork de sulfuros. El origen de estos depósitos es volcánico exhalativo, es decir se han formado por emanaciones de fluidos hidrotermales asociadas a volcanismo submarino y se trata de depósitos singenéticos formados al mismo tiempo que la actividad volcánica submarina a la que se asocian. El conocimiento de la génesis de estos depósitos metalíferos se ha incrementado significativamente desde el descubrimiento en 1970 de las fuentes termales submarinas en las dorsales oceánicas conocidas en inglés como chimeneas ("black smokers") fumadores negros, debido al color oscuro que adquieren las emanaciones en el agua marina debido a la precipitación microscópica de sulfuros producida por el contacto entre el fluido hidrotermal a temperaturas de 250º a 380ºC y el agua fría del mar. Estas fuentes termales se asocian a sistemas hidrotermales oceánicos que involucran la circulación de aguas marinas dentro de las secuencias volcánicas de los fondos oceánicos y su emisión como fluidos hidrotermales en fallas o fracturas sobre todo a lo largo de escarpes relacionados a la tectónica extensional en las dorsales hemi-oceánicas donde se genera corteza oceánica.

El depósito se forma por la acumulación de los sulfuros en el fondo marino, mismos que normalmente constituyen >60% del depósito, esto ocurre por:

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1. Precipitación en el fondo marino 2. Reemplazo metasomático desde abajo por los fluidos hidrotermales ascendentes 3. Formación y colapso de chimeneas por las que se emiten los fluidos

Fig.35. Acumulación de sulfuros en el fondo oceánico por exhalaciones hidrotermales involucrando precipitación, formación y colapso de chimeneas y reemplazo desde abajo. La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos del mundo son relativamente pequeños y el 80% de los depósitos conocidos está en el rango de 0,1 a 10 Mt (millones de toneladas métricas). De estos la mitad contiene