1.-Concepto y origen de los yacimientos minerales

Introducción

    Concepto de Yacimiento Mineral  

Conceptos básicos

    Mena

    Ganga

    Subproductos

    Reservas

    Recursos

    Ley media

    Ley de corte

    Factor de concentración

Origen de los yacimientos minerales

    Procesos ígneos

        Plutonismo

        Volcanismo

        Procesos pegmatíticos

        Procesos neumatolíticos e hidrotermales

    Procesos exógenos o superficiales

        Erosión

        Transporte

        Sedimentación detrítica

        Sedimentación química

        Sedimentación orgánica

        Sedimentación asociada a volcanismo

    Procesos metamórficos

Lecturas recomendadas

1.- Concepto y origen de los yacimientos minerales

Introducción

    Los elementos químicos que componen nuestro planeta están distribuidos de una forma que a grandes rasgos es muy regular, ya que depende de dos grandes factores:

• Su abundancia en cada una de las capas que componen el planeta,
• La naturaleza y composición de las rocas presentes en cada sector concreto que analicemos.

Sobre la base de los datos conocidos sobre la naturaleza y composición geoquímica, mineralógica y petrológica de las diferentes capas en que está dividido nuestro planeta, la composición es simple y homogénea en la zona más profunda (núcleo), e intermedia en el manto, mientras que la capa más superficial (la corteza) presenta una composición más compleja y heterogénea. Esto último se debe a su vez a dos factores:

• El hecho de que la diferenciación planetaria haya producido un enriquecimiento relativo de esta capa en los elementos más ligeros, que no tienen cabida en los minerales que componen el manto, que son de composición relativamente simple: fundamentalmente silicatos de Mg y Fe. Eso hace que con respecto al manto, la corteza sólo esté empobrecida en elementos como Fe y Mg (en lo que se refiere a elementos mayoritarios) y Ni, Cr, Pt, en lo que se refiere a minoritarios o trazas.
• La mayor complejidad de los procesos geológicos que operan en la corteza producen fenómenos muy variados de enriquecimiento o empobrecimiento de carácter local, que afectan a la concentración de los distintos elementos químicos de diferentes maneras.

De esta manera, podemos entender a la corteza como aquel segmento de nuestro planeta en el que se rompe la homogeneidad de la distribución de los elementos que encontramos en capas más profundas. Por ejemplo, a pesar de que existan algunas variaciones composicionales en el manto, éstas son insignificantes con respecto a la altísima variabilidad que observamos en la corteza. Así, en ésta podemos observar rocas ígneas que independientemente de su lugar de origen (manto astenosférico, manto litosférico, corteza) van desde composiciones peridotíticas hasta las graníticas. Es en la corteza donde, además, encontraremos las rocas sedimentarias y metamórficas.

Los procesos que llevan a la diferenciación de un magma, o a la formación de una roca sedimentaria o metamórfica implican en ocasiones transformaciones profundas químico-mineralógicas. Es durante el curso de esos procesos que algunos elementos o minerales pueden concentrarse selectivamente, muy por encima de sus valores “normales” para un tipo determinado de roca, dando origen concentraciones “anómalas” que de aquí en adelante denominaremos “yacimientos minerales“.

El carácter “anómalo” de estas concentraciones hace que los yacimientos constituyan singularidades en la corteza terrestre.

Es muy importante considerar el aspecto geoquímico del concepto: todos los elementos químicos están distribuidos en la corteza de forma muy amplia, aunque en general su concentración en las rocas es demasiado baja como para permitir que su extracción de las rocas resulte rentable. Como hemos explicado, su concentración para dar lugar a un yacimiento mineral se produce como consecuencia de algún proceso geológico (ígneo, sedimentario o metamórfico) que provoca la concentración del elemento. Por ejemplo, el oro que se encuentra concentrado en los yacimientos sedimentarios de tipo placer puede proceder del oro diseminado en áreas de gran extensión regional. En esas áreas el oro estará presente en las rocas, pero en concentraciones demasiado bajas como para poder ser extraído con una rentabilidad económica. Sin embargo, el proceso sedimentario produce su concentración en los aluviones o en playas, posibilitando en algunos casos su extracción económica.

En definitiva, para que un elemento sea explotable en un yacimiento mineral, su concentración debe ser muy superior a su concentración media (clark) en la corteza terrestre.

El otro factor importante a considerar es el económico: esas concentraciones podrán ser o no de interés económico, lo que delimita el concepto de Yacimiento explotable o no explotable, en función de factores muy variados, entre los que a primera vista destacan algunos como el valor económico del mineral o minerales extraídos, su concentración o ley, el volumen de las reservas, la mayor o menos proximidad de puntos de consumo, la evolución previsible del mercado, etc., factores algunos fácilmente identificables, mientras que otros son casi imposibles de conocer de antemano.

Esta conjunción de factores geológicos y económicos hace que el estudio de los yacimientos minerales sea una cuestión compleja y problemática, en la que hay que conjugar la labor de especialistas de distintos campos, ya que incluye desde las cuestiones que afectan a la prospección o búsqueda de estas concentraciones, su evaluación, el diseño y seguimiento de su explotación minera, el estudio de la viabilidad económica de la explotación, el análisis del mercado previsible para nuestro producto, hasta factores políticos (estabilidad económica y social de un país) o cuestiones medioambientales, como la recuperación de los espacios afectados por esta actividad.

El término de yacimiento mineral se he venido utilizando tradicionalmente para referirnos únicamente a los yacimientos de minerales metálicos, que se emplean para obtener una mena, de la que se extrae un metal. Es el caso, por ejemplo, del cinabrio, que se explota para la extracción del mercurio. No obstante, el auge de las explotaciones de minerales y rocas industriales, y la similitud de los procesos que dan origen a los yacimientos metálicos y de rocas y minerales industriales hacen que esta precisión no tenga ya sentido. De esta forma, en este temario se va a abordar de forma integral el estudio de ambos.

Conceptos básicos

Cuando hablamos de Yacimientos Minerales, hay una serie de conceptos que tienen una gran importancia, ya sea en los aspectos geológicos-geoquímicos, o en los económicos. Los más importantes son los siguientes:

Mena: Es el mineral cuya explotación presenta interés. En general, es un término que se refiere a minerales metálicos y que designa al mineral del que se extrae el elemento químico de interés (Cu de la calcopirita, Hg del cinabrio, Sn de la casiterita, entre muchos ejemplos posibles). En este caso de los minerales metálicos, se requiere un tratamiento de la mena, que en general comprende dos etapas: el tratamiento mineralúrgico y el metalúrgico (ver más abajo).

Ganga: Comprende a los minerales que acompañan a la mena, pero que no presentan interés minero en el momento de la explotación. Ejemplos frecuentes en minería metálica son el cuarzo y la calcita. Conviene resaltar que minerales considerados como ganga en determinados momentos se han transformado en menas al conocerse alguna aplicación nueva para los mismos.

Reservas: Cantidad (masa o volumen) de mineral susceptible de ser explotado. Depende de un gran número de factores: ley media, ley de corte (ver más abajo), y de las condiciones técnicas, medioambientales y de mercado existentes en el momento de llevar a cabo la explotación. Se complementa con el concepto de Recurso, que es la cantidad total de mineral existente en la zona, incluyendo el que no podrá ser explotado por su baja concentración o ley. Ver más detalles pulsando aquí.

Ley media: Es la concentración que presenta el elemento químico de interés minero en el yacimiento. Se expresa como tantos por ciento, o como gramos por tonelada (g/t) (equivale a partes por millón, ppm) u onzas por tonelada (oz/t).

Ley de corte o cut-off: Es la concentración mínima que debe tener un elemento en un yacimiento para ser explotable, es decir, la concentración que hace posible pagar los costes de su extracción, tratamiento y comercialización. Es un factor que depende a su vez de otros factores, que pueden no tener nada que ver con la naturaleza del yacimiento, como por ejemplo pueden ser su proximidad o lejanía a vías de transporte, avances tecnológicos en la extracción, etc.

Factor de concentración: Es el grado de enriquecimiento que tiene que presentar un elemento con respecto a su concentración normal para que resulte explotable, es decir:

             Ley de corte

Fc = ——————–

                 Clark  

Así, por ejemplo, el oro se encuentra en las rocas de la corteza en una proporción media o clark de 0.004 ppm, mientras que en los yacimientos de la cuenca de Witwatersrand (RSA) su ley de corte es de 7 g/t (1.750 veces mayor). La figura muestra los factores de concentración de una serie de elementos, y se aprecia como para elementos escasos este valor es mucho más alto que para los elementos más comunes, más abundantes en el conjunto de la corteza.

Todo uno: Mezcla de ganga y mena que extrae de la mina o cantera, con un contenido o ley determinado, que hay que saber previamente (investigación de pre-explotación) y confirmar tras la explotación.

Todo  uno marginal: Aquel producto de la explotación que tiene contenidos ligeramente por debajo de la ley de corte, y que no se suele acumular conjuntamente con el estéril, o bien para procesar mediante tratamientos de bajo coste, o en previsión de que los precios del producto suban y puedan aprovecharse como reservas.

Estéril: Corresponde a las rocas que no contienen mineral o lo contienen en cantidades muy por debajo de la ley de corte. No suele corresponder con la ganga, que como se indica antes, son los minerales acompañantes de la mena.

Subproductos (o by-products): Suelen ser minerales de interés económico, pero que no son el objeto principal de la explotación, si bien aumentan el valor económico de la producción: por ejemplo, el Cd o el Hg contenido en yacimientos de sulfuros con altos contenidos en esfalerita, o el manganeso contenido en los pórfidos cupríferos.

Explotación minera: Es el proceso o conjunto de procesos por el cual o cuales extraemos un material natural terrestre del que podemos obtener un beneficio económico: puede ser desde agua, hasta diamantes, por ejemplo. Se lleva a cabo mediante pozos (caso del agua o del petróleo, entre otros), en minas, subterráneas o a cielo abierto, o en canteras.

Metalurgia extractiva: Es el proceso o conjunto de procesos, propios de la minería metálica, que permiten obtener el elemento de interés a partir del todo-uno de mina o cantera. Implica o puede implicar una serie de procesos:

–         Lavado o concentración. Proceso o conjunto de procesos por el cual o cuales se separan la mena y la ganga. Pueden ser de carácter físico: por ejemplo, separación de la magnetita por medio de electroimanes; o de carácter físico-químico: por ejemplo, flotación de los sulfuros.

–         Metalurgia: Proceso o conjunto de procesos por el cual se extrae el metal correspondiente de un mineral metálico. Puede ser por tostación (caso de los sulfuros: HgS + calor + O₂ -> Hg + SO₂) denominándose entonces pirometalurgia, o por vía húmeda (CuCO₃ + H₂SO₄ -> CuSO_4(soluble); a su vez el CuSO₄ se descompone electrolíticamente: CuSO₄ + en.el. -> Cu + SO_x); este tipo se denomina hidrometalurgia; otra posibilidad es confiar este proceso a la acción de bacterias, y se denomina entonces biometalurgia.

Otros procesos post-mineros: El producto minero, tal como sale de cantera o de la planta de mineralurgia, si no es de carácter metálico, a menudo necesita otros tratamientos antes de ser aprovechable: por ejemplo el petróleo necesita el refino; las rocas industriales necesitan corte y tratamientos superficiales de la superficie de corte; expansión térmica de perlita o vermiculita para obtener áridos ligeros, calcinación de la caliza para obtener cal (CaCO₃ + calor -> CaO + CO₂), entre muchos otros.

Origen de los Yacimientos Minerales

El origen de los yacimientos minerales puede ser tan variado como lo son los procesos geológicos, y prácticamente cualquier proceso geológico puede dar origen a yacimientos minerales.

En un estudio más restrictivo, hay que considerar dos grandes grupos de yacimientos:

1. Los de minerales, ya sean metálicos o industriales, que suelen tener su origen en fenómenos locales que afectan a una roca o conjunto de éstas,
2. Los de rocas industriales, que corresponden a áreas concretas de esa roca que presentan características locales que favorecen su explotación minera.

A grandes rasgos, los procesos geológicos que dan origen a yacimientos minerales serían los siguientes:

Procesos ígneos:

Plutonismo: produce rocas industriales (los granitos en sentido amplio), y minerales metálicos e industriales (los denominado yacimientos ortomagmáticos, producto de la acumulación de minerales en cámaras magmáticas).

Volcanismo: produce rocas industriales (algunas variedades “graníticas”, áridos, puzolanas), y minerales metálicos (a menudo, en conjunción con procesos sedimentarios: yacimientos de tipo “sedex” o volcano-sedimentarios).

Procesos pegmatíticos: pueden producir yacimientos de minerales metálicos (p.e., casiterita) e industriales: micas, cuarzo…

Procesos neumatolíticos e hidrotermales: suelen dar origen a yacimientos de minerales metálicos muy variados, y de algunos minerales de interés industrial.

Procesos exógenos o superficiales:

La erosión es el proceso por el cual las rocas de la superficie de la Tierra, en contacto con la atmósfera y la hidrosfera, se rompen en fragmentos y sufren transformaciones físicas y químicas, que dan origen a fragmentos o clastos, y a sales, fundamentalmente. Las trasformaciones que implica la erosión pueden dar lugar a yacimientos, que reciben el nombre de yacimientos residuales.

El transporte de los clastos por las aguas y el viento, y de las sales por el agua, modifica la composición química tanto del área que sufre la erosión como del área a la que van a parar estos productos. Además, durante el propio transporte se producen procesos de cambio físicos y químicos, nuevas erosiones, depósito de parte de la carga transportada, etc.

La sedimentación detrítica da origen a rocas como las areniscas, y a minerales que podemos encontrar concentrados en éstas, en los yacimientos denominados de tipo placer: oro, casiterita, gemas…

La sedimentación química da origen a rocas de interés industrial, como las calizas, y a minerales industriales, como el yeso o las sales, fundamentalmente.

La sedimentación orgánica origina las rocas y minerales energéticos: carbón e hidrocarburos sólidos (bitúmenes, asfaltos), líquidos (petróleo) y gaseosos (gas natural). También origina otras rocas y minerales de interés industrial, como las fosforitas, o las diatomitas, entre otras.

Como ya se ha mencionado, la sedimentación asociada a los fenómenos volcánicos produce yacimientos de minerales metálicos de gran importancia.

Procesos metamórficos:

El metamorfismo da origen a rocas industriales importantes, como los mármoles, o las serpentinitas, así como a minerales con aplicación industrial, como el granate. No suele dar origen a yacimientos metálicos, aunque en algunos casos produce en éstos transformaciones muy importantes.

Así pues, y a modo de conclusión, en cada caso han de darse unas determinadas condiciones que permitan que se origine el yacimiento, como algo diferenciado del conjunto rocoso, en el que uno o varios procesos geológicos han actuado de forma diferencial con respecto al resto del área, lo que ha permitido que se produzcan esas condiciones especiales que suponen la génesis del yacimiento.

Lecturas recomendadas

Bustillo Revuelta, M.; López Jimeno, C. (1996). Recursos Minerales. Tipología, prospección, evaluación, explotación, mineralurgia, impacto ambiental. Entorno Gráfico S.L. (Madrid). 372 pg.

Carr, D.D.; Herz, N. (1989). Concise encyclopedia of mineal resources. Pergamon Press. 426 pg.

Díaz Prieto, P. (1995). Glosario de términos mineros (Inglés-Español/Español-Inglés). Secretariado de Publicaciones. Universidad de León. 291 pg.

Earth Science Australia. http://www5.50megs.com/esa/mindep/mindep.html

Evans, A.M. (1993). Ore geology and industrial minerals: An introduction. Blackwell Science, 389 pg.

Guilbert, J.M.; Park, Ch.F. (1986). The geology of ore deposits. Freeman. 985 pg.

Jébrak, M. Manuel de gîtologie (on line). http://www.unites.uqam.ca/~sct/gitologie/mjg1.htm

Kesler, S.E. (1994). Mineral resources, economics and the environment. Maxwell Macmillan International. 391 pg.

Lunar, R.; Oyarzun, R. (Eds.) (1991). Yacimientos minerales: técnicas de estudio, tipos, evolución metalogénica, exploración. Ed. Centro de Estudios Ramón Areces. 938 pg.

Sawkins, F.J. (1984). Metal deposits in relation to plate tectonics. Springer-Verlag. 325 pg.

Shakelton, W.G. (1986). Economic and applied geology. Croom Helm. 227 pg.

Skinner, B.J. (1980). Economic Geology – Seventy-fifth anniversary volume (1905-1980). Economic Geology Publishing Co. (El Paso, Texas). 964 pg.

Smornov, V.I. (1982). Geología de Yacimientos Minerales. Mir. 654 pg.

Vázquez Guzmán. F. (1997). Geología económica de los Recursos Minerales. Fundación Gómez Pardo (Madrid). 481 pg.

2.-Métodos de estudio de los yacimientos minerales

Estudios de tipo geológico

Estudios de carácter económico-minero

Cubicación de reservas

Estudio de viabilidad

Lecturas recomendadas

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2.- Métodos de estudio de los yacimientos minerales

Los yacimientos minerales presentan, como ya hemos visto en el tema anterior, dos aspectos complementarios de gran relevancia: los geológicos y los económicos. Cada uno de estos aspectos merece ser estudiado de forma autónoma, aunque coordinada, ya que se condicionan mútuamente.

Estudios de tipo geológico

La geología de los yacimientos minerales es fundamental para:

1. Conocer con el mayor detalle características del yacimiento que condicionan su explotación minera
2. Determinar sus límites geográficos
3. Buscar yacimientos similares en áreas próximas o no

Estos estudios comprenden una serie de aspectos diferenciados, pero complementarios, que nos deben llevar a conocer aquellos aspectos que en cada caso sean relevantes: en unos casos será la naturaleza de las rocas asociadas, en otros, la tectónica que los afecta, etc. Estos aspectos serían los siguientes:

• Mineralógicos y petrológicos: La mineralogía y la petrografía detallada de los minerales y rocas que componen un yacimien to constituyen una información básica a conocer sobre el mismo. Para ello disponemos de una amplia variedad de técnicas:
  • Microscopía petrográfica (luz transmitida). Nos permite identificar los minerales no metálicos y las relaciones que es establacen entre ellos y los metálicos que puedan existir en las muestras estudiadas.
  • Microscopía metalográfica (luz reflejada). Sirve para identificar los minerales metálicos y sus relaciones mútuas.
  • Difracción de Rayos X. Nos permite identificar con mayor precisión la naturaleza de los componentes minerales del yacimiento, sobre todo de los que por su pequeño tamaño de grano no sean fácilmente identificable con las técnicas anteriores.
  • Microscopía electrónica/Microsonda electrónica: son técnicas específicas para el estudio a gran detalle de los minerales que componen el yacimiento, bien en el aspecto de relaciones entre ellos (Microscopía) o bien en el de las variaciones menores de la composición de los minerales o de caracterización detallada de las fases minoritarias, que en determinados casos pueden ser las de mayor valor económico (caso de oro o de los elementos del grupo del platino).
• La geoquímica del yacimiento, es decir, conocer con el mayor detalle la distribución de los contenidos en los elementos químicos relacionados de forma directa o indirecta con la mineralización, o afectados por los procesos que han formado o modificado el yacimiento, tiene importancia directa en cuanto que define las áreas de mayor interés minero, e indirecta, pues a menudo nos permite definir guías de prospección dentro del propio yacimiento, o para otros similares.
• Geométricos: los aspectos geométricos de un yacimiento son siempre fundamentales: conocer cual es su orientación con respecto al norte (dirección o rumbo) y su inclinación promedio (o buzamiento). A menudo estos datos no son constantes, variando de forma más o menos acusada: la variabilidad es máxima en los yacimientos estratoligados plegados, y mínima en algunos yacimientos filonianos muy regulares. El espesor (o potencia) también se puede considerar dentro de esta categoría. Para estudiar este aspecto necesitamos datos de observación, ya sea directa o a través de sondeos mecánicos.
• Complementario con el aspecto anterior tenemos la relación que se establece entre la orientación del yacimiento y la de las rocas en las que se localiza: cuando ambos son paralelos hablamos de yacimientos estratoligados, estratoides, o incluso sedimentarios (o singenéticos), mientras que cuando no son paralelos hablamos de yacimientos no concordantes o epigenéticos. Con respecto a los términos indicados, estratoligado se refiere a una yacimiento que se encuentra formando capas, pero no sabemos si tiene o no origen sedimentario; estratoide se suele utilizar para designar yacimientos en capas cuyo origen no parece ser sedimentario; el término singenético se refiere exclusivamente a concentraciones que se originan por procesos sedimentarios, a la vez que el resto de las rocas sedimentarias que forman la secuencia.
• En los yacimientos estratoligados hay otros factores que suelen ser de importancia en su estudio y caracterización: los aspectos estratigráficos (caracterización de la secuencia sedimentaria en la que se enclavan, del nivel concreto en que se localizan, etc.); los aspectos sedimentológicos (medio sedimentario en que se formó la secuencia, variaciones paleogeográficas que puedan existir); los aspectos petrológicos (características de las rocas implicadas); los aspectos tectónicos (pliegues y fallas que puedan afectar a las formaciones o capas que forman el yacimiento).
• En los yacimientos no concordantes o diagenéticos puede haber también una gran variedad de factores a considerar. En general, el principal es conocer el control geológico y geométrico de la mineralización: si está confinado en una estructura discordante bien delimitada (dique o filón), si está confinado por un conjunto estructural más amplio (bandas de deformación o de cizalla), si está diseminado o concentrado en un conjunto rocoso sin que muestre ningún patrón claro, si aparece en una situación concreta, como puede ser el contacto entre dos tipos de rocas distintas… Otro factor suele ser el mineralógico/petrológico, que busca establecer relaciones entre los minerales o rocas que forman el yacimiento y los procesos que pueden afectarla: cristalización, alteración hidrotermal, alteración superficial…
• En cuanto a la prospección o investigación de yacimientos, se pueden considerar cuatros aspectos diferentes: los geológicos, geoquímicos, geofísicos y las labores mineras, incluyendo los sondeos mecánicos. En el Tema 19 estudiaremos con mayor detalle estos aspectos.
• Una vez conocidas las características generales de los yacimientos, de acuerdo con lo hasta ahora expuesto, disponemos de los suficientes datos para conocer los procesos que lo han formado y modificado. No obstante, en ocasiones esta información no es suficiente, dado que puede haber procesos distintos que por convergencia han podido ser los responsables de estas características más comunes: si encontramos oro en una roca sedimentaria de tipo arenoso, puede ser porque se depositó conjuntamente con ella, pero también puede ser que halla sido introducido en la misma por un proceso hidrotermal, aprovechando la porosidad y permeabilidad de la misma. En estos casos, existen estudios más detallados que nos permiten conocer mejor el proceso o procesos implicados en la formación del yacimiento:

• • El estudio de las inclusiones fluidas atrapadas en minerales (fundamentalmente de la ganga) suele aportar datos relevantes sobre la composición y temperatura de los fluidos implicados en la formación del yacimiento.
  • El estudio de la geoquímica isotópica aporta datos en dos aspectos: la edad de los minerales (a través de la geoquímica de isótopos radiogénico o radioactivos, como C¹⁴, por ejemplo), y relaciones entre los minerales del yacimiento y otros minerales o fluidos asociados (a través de la geoquímica de isótopos estables, como S³⁴, O¹⁸, etc.).

En definitiva, todos estos estudios nos llevan a este conocimiento básico del yacimiento que nos debe permitir establecer sus características mineras, pero que requieren un complemento: Su valorización en términos económicos, lo que debe permitir establecer si la explotación es viable o no desde el punto de vista económico.
Estudios de tipo económico-minero

Desde este punto de vista, son dos los estudios requeridos para obtener una idea clara de si una concentración mineral se puede considerar o no un Yacimiento Mineral: la cubicación de sus reservas, y el estudio de su viabilidad económica.

La cubicación de reservas de un yacimiento consiste en establecer de forma numérica los principales parámetros de la explotación: tonelaje (o volumen) del material explotable, ley media y ley de corte, así como el valor económico total de estas reservas. Para ello, se parte de datos puntuales, que en general proceden de sondeos mecánicos, que se extrapolan a datos areales, se multiplican por la potencia para obtener volúmenes, que se multiplican a su vez por la densidad para obtener tonelaje de todo uno, y por los contenidos (leyes) para obtener el tonelaje del mineral o elemento de interés minero que vamos a obtener. En la valoración económica hay que tener en cuenta este tonelaje, pero afectado por el rendimiento de la planta de tratamiento (que nos define la proporción del elemento que queda inaprovechado debido a pérdidas en el proceso de concentración), y en su caso, el precio que nos pagarán en las plantas metalúrgicas por la tonelada del concentrado que podamos conseguir en el lavadero. También hay que conocer los contenidos en elementos que puedan añadir valor comercial a nuestra producción, o que puedan afectar negativamente a éste.

Esta cubicación, además de por lo datos puramente geológicos, está afectada por otros factores, como el geométrico (mayor o menor continuidad de la mineralización el en yacimiento, que puede hacer que determinadas zonas queden inaccesibles a la explotación), y por el tipo de minería que se pretende llevar a cabo: no es lo mismo la explotación subterránea que la a cielo abierto, como diferencias más acusadas. En cada caso, el planteamiento económico-minero puede ser diferente, puesto que, por ejemplo, en la explotación a cielo abierto, a menudo el hecho de que la explotación de una zona rica pueda obligar a desmontar una zona con mineralización pobre puede hacer rentable la explotación de esta zona, que en otras condiciones sería subeconómica.

Una cuestión siempre importante es el análisis de las perspectivas de futuro del valor económico de la producción. Es un dato siempre interpretativo, no podemos “conocer el futuro”, saber qué oscilaciones van a poder tener los precios de los minerales, metales o rocas a lo largo de la vida prevista para nuestra explotación minera, ni de qué oscilaciones va a tener el dólar, principal divida en que se produce su cotización. No obstante, es necesario tener alguna indicación en ese sentido: conocer las perspectivas de mercado de nuestro producto, que no sean negativas de antemano, pues ello afectará negativamente a este dato del valor económico de la producción.

El estudio de viabilidad tiene como dato de partida el valor económico de nuestra producción, procedente la cubicación. Para que esta viabilidad sea cierta, ha de darse que:

Producción = Costes de explotación + beneficio industrialDe esta forma, el estudio de viabilidad incluye fundamentalmente el análisis de los costes de explotación, aunque a menudo también el de las expectativas de futuro del valor de la producción.

Para este análisis, un dato primordial es el del plazo previsto para la explotación, que, en términos generales, no debe ser inferior a 10 años, para obtener la amortización completa de las inversiones. Para ello, normalmente se divide el tonelaje de las reservas entre 10, y se obtiene un valor indicativo de la producción anual prevista, lo que a su vez nos da el valor anual de la producción.

Otro dato importante corresponde a la técnica de explotación a emplear, dado que cada una requiere unas inversiones determinadas, tanto en instalaciones como en maquinaria.

El tratamiento que requiera la mena implica también unas inversiones, que en general dependen también del volumen de la producción anual, e implican un coste adicional fijo por tonelada.

Las distancias a medios de transporte, tanto de ámbito local/regional (carreteras o ferrocarriles) como de mayor ámbito (puertos), añada un coste por tonelada variable en función de esta distancia y de la distancia al punto de consumo final.

Los condicionantes medioambientales son en la actualidad muy estrictos, y pueden llegar desde la prohibición total de realizar determinadas explotaciones mineras, a la necesidad de llevar a cabo una restauración ambiental, cuyo coste se añade al propio de la explotación en sí.

Por último, nos referiremos al coste de la explotación en sí, que incluye los costes del personal, tanto implicado directamente en el proceso (los mineros), como los necesarios para el funcionamiento administrativo de la empresa, y los costes de explotación (consumibles, como energía eléctrica, combustible de maquinarias, repuestos…).

Otro capítulo a considerar como coste es el de la investigación minera que se llevó a cabo para descubrir el yacimiento, que ha de ser cubierto también por la explotación. Incluso hay que incluir los costes de otras prospecciones llevadas a cabo son éxito antes de encontrar este yacimiento, así como de las que se sigan llevando a cabo para descubrir otros, mientras que no se produzca otro descubrimiento que pueda asumir esos costes.

En definitiva, la viabilidad de un yacimiento depende de tantos factores, que además pueden variar tanto a lo largo del periodo de actividad de la explotación, que a menudo se dice que el estudio de su viabilidad solamente termina cuando el yacimiento ya se ha agotado. Por ello, la minería tiene la justa consideración de actividad económica de alto riesgo.

Lecturas recomendadas

Annels, A.E. (1991). Mineral deposit evaluation: A practical approach. Chapman & Hall. 436 pg.

Bustillo Revuelta, M.; López Jimeno, C. (1996). Recursos Minerales. Tipología, prospección, evaluación, explotación, mineralurgia, impacto ambiental. Entorno Gráfico S.L. (Madrid). 372 pg.

Craig, J.R.; Vaughan, D.J. (1981). Ore microscopy and ore petrography. Wiley. 406 pg.

Fander, H.W. (1985). Mineralogy for metallurgists: An illustrated guide. The Institution of Mining and Metallurgy. 77 pg.

Jones, M.P. (1987). Applied mineralogy: a quantitative approach. Grahan & Trotman. 259 pg.

Mangas, J.; Sierra, J. (1991). Las inclusiones fluidas: Métodos de análisis e interpretación. In: Lunar, R.; Oyarzun, R. (Eds.). Yacimientos minerales: técnicas de estudio, tipos, evolución metalogénica, exploración (Parte 1). Ed. Centro de Estudios Ramón Areces. 79-146.

López Vera, F. (1991). Isótopos estables ligeros en el estudio e investigación de los yacimientos minerales. In: Lunar, R.; Oyarzun, R. (Eds.). Yacimientos minerales: técnicas de estudio, tipos, evolución metalogénica, exploración (Parte 1). Ed. Centro de Estudios Ramón Areces. 147-177.

3.-Los yacimientos minerales: bases para una clasificación

Introducción

Procesos geológicos externos o exógenos

Procesos geológicos internos o endógenos

Lecturas recomendadas

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3.- Los yacimientos minerales: bases para una clasificación

Introducción

Un aspecto fundamental de cualquier estudio sistemático es la clasificación de los objeto del estudio. El principal problema que se plantea en cualquier clasificación de objetos naturales es fijar el o los criterios a seguir a la hora de efectuar esta clasificación de forma que nos sea de utilidad práctica, y que permite un agrupamiento de los objetos de tipo unívoco, es decir, que el mismo objeto no entre más que en uno solo de los grupos que se establezcan.

De esta forma, una clasificación que es poco adecuada para los minerales, como es la genética (el cuarzo, por ejemplo, se clasificaría en todos los grupos que se establezcan, pues se forma en todos los ambientes geológicos posibles) sí es adecuada para la clasificación de rocas y de yacimientos minerales, pues éstos tienden a formarse por procesos concretos y únicos. No obstante, el problema a menudo es identificar correctamente qué proceso es el que ha formado una roca o un yacimiento mineral en concreto.

Una ventaja importante de la clasificación genética es que nos permite establecer un criterio importante para la investigación de otros yacimientos similares: el conocimiento preciso del modo de formación implica identificar las rocas con las que se asocia, las relaciones que presenta la mena con la ganga, las relaciones espaciales entre roca y yacimiento y a su vez éstas con su entorno estructural. Este cuadro nos va a servir de guía en la búsqueda de nuevos yacimientos en áreas próximas, o en otras regiones similares desde el punto de vista geológico.

Por tanto, la clasificación que hemos adoptado aquí para el estudio de los yacimientos es en general, una clasificación genética, basada en la identificación del proceso geológico que ha dado origen a esa concentración de minerales. Estos procesos pueden ser englobados en dos grandes grupos:

1. Procesos exógenos, esto es, todos aquellos que tienen lugar por encima de la superficie terrestre, como consecuencia de la interacción entre las rocas y la atmósfera y la hidrosfera.
2. Procesos endógenos, o todos aquellos que tienen lugar por debajo de la superficie terrestre, como consecuencia de los procesos de liberación del calor interno del planeta, materializados en la Tectónica de Placas y procesos asociados, tales como el magmatismo y el metamorfismo.

Procesos geológicos externos o exógenos

La exposición de las rocas a la acción de los agentes externos de nuestro planeta (atmósfera, hidrosfera) produce una serie de efectos que en general conocemos bien: alteraciones (por ejemplo, la oxidación de los metales, como el hierro), cambios bruscos de temperatura, disolución de componentes. Fenómenos que se conocen con el nombre de meteorización (química y física). Como resultado, los materiales duros y compactos se disgregan y disuelven en parte, y los productos (fragmentos, sales), son transportados hídrica o mecánicamente. La migración y posterior depósito de estos productos serán consecuencia de las condiciones físicas y químicas del medio (barreras físicas y químicas).

Estos procesos conducen a la formación de las rocas y yacimientos de origen exógeno. A efectos de una clasificación más detallada, se pueden diferenciar dos grandes subtipos: rocas o yacimientos residuales (originados como consecuencia de los fenómenos de meteorización in situ, de la propia roca-madre), y rocas o yacimientos sedimentarios, originados como consecuencia de los fenómenos de depósito, en general a distancias más o menos grandes de las rocas-madre. Estos yacimientos o rocas sedimentarias se clasifican en mayor detalle, en función del proceso sedimentario:

• Rocas o yacimientos detríticos: el depósito se origina de forma física, como consecuencia de la pérdida de poder de arrastre del agente de transporte, con lo que las partículas transportadas caen al fondo de la cuenca. Se depositan así los materiales sedimentarios (gravas, arenas) y minerales sedimentarios. Un ejemplo de yacimientos de este tipo son los placeres de metales preciosos, como el oro.
• Rocas o yacimientos químicos: el depósito se produce por precipitación de las sales o compuestos químicos, como consecuencia de una saturación de las aguas en estas sales o por la acción de barreras geoquímicas (Eh, pH, presencia de electrolitos. Ejemplos de este tipo de yacimientos son las evaporitas (sales, yeso) o las formaciones bandeadas de hierro (BIF).
• Rocas o yacimientos bioquímicos y orgánicos: la sedimentación es una acumulación de restos de organismos (conchas, caparazones, esqueletos, materia vegetal). Las fosforitas y el carbón son ejemplos de este tipo de yacimientos.

Todas estas rocas o yacimientos de origen sedimentario presentan caracteres generales comunes: suelen estar estructurados en capas, están afectados por la deformación tectónica, y suelen presentar una gran extensión lateral, y en general, una potencia (espesor) limitado.
Procesos geológicos internos o endógenos

Los procesos que tienen lugar por debajo de la superficie de nuestro planeta tienen su origen en la liberación de su calor interno, y se manifiestan en una serie de fenómenos, algunos de los cuales pueden observarse directamente en la superficie, como es el caso del volcanismo.

Esta liberación del calor interno se produce de dos formas: por radiación (o conducción) y por convección. La radiación es la liberación del calor transmitido desde zonas calientes a zonas frías, de la misma forma que el extremo exterior de una cuchara sumergida en un líquido caliente termina calentándose: no implica movimiento de materia, solo transmisión del calor. En la convección el calor se transmite en forma de movimiento de lo caliente hacia zonas frías. Ejemplos son la convección de aire caliente que se produce desde los radiadores de las habitaciones, y el movimiento que se produce del agua al calentarla en un recipiente.

De la misma manera, nuestro planeta, cuyo interior se encuentra a altas temperaturas, libera su calor de estas dos formas. Por un lado, emite calor hacia el espacio, con lo que la temperatura superficial es un compromiso entre el calor que el propio planeta libera y el producido por la irradiación solar, y esta temperatura aumenta con la profundidad (gradiente geotérmico). Por otra parte, la convección produce un lentísimo movimiento de las rocas de zonas profundas hacia la superficie, que fuerza el movimiento de las rígidas placas litosféricas, lo que conocemos con el nombre de tectónica de placas.

La combinación de estos dos mecanismos (y las interacciones que se producen entre las placas) es responsable de los fenómenos internos del planeta: fenómenos sísmicos(terremotos), fenómenos magmáticos (volcanismo, como más conocido) y fenómenos de transformación de las rocas al quedar sometidas a altas presiones y/o temperaturas (metamorfismo). Los fenómenos sísmicos no dan origen a rocas ni a yacimientos, pero los otros dos si.

El magmatismo incluye los procesos implicados en la génesis y evolución de los magmas, es decir, de masas de roca fundida que se originan en regiones profundas del planeta y ascienden, pudiendo llegar hasta la superficie. Estudiaremos con más detalle este proceso en los temas correspondientes, pero hay una serie de apartados que permiten una subdivisión más completa de las rocas y yacimientos originados en relación con este proceso:

• El origen de los magmas. La formación del magma obedece a fenómenos complejos, que tienen lugar en regiones profundas de la corteza, o el manto superior. Por tanto, su estudio solo se puede abordar desde la experimentación en laboratorios muy especializados, que permita reproducir las condiciones de alta presión y temperatura responsables de estos procesos. Un aspecto muy importante a considerar es que se originan por fusión incompleta de los materiales correspondientes: no es una fusión total de éstas, sino parcial, comenzando por los minerales de punto de fusión más bajo, y finalizando con los más reactivos. Esto hace que, en función de cual sea el porcentaje de fusión, se puedan obtener a partir de un mismo material madre magmas muy diferentes.
• La evolución del magma: una vez formado, y hasta que se consolida completamente por cristalización, el magma asciende a través de la corteza terrestre, sufriendo algunos cambios mineralógicos y químicos. Entre estos cambios, los más importantes son la cristalización fraccionada (posibilidad de que algunos de los cristales que pueda contener el magma se separen de éste), la asimilación (digestión parcial de rocas de la corteza por el magma durante su ascenso) y la mezcla de magmas. Estos cambios, por tanto, pueden modificar de forma muy importante la composición de un magma.
• La cristalización del magma: Al ascender en la corteza el magma se pone en contacto con rocas más frías, y él mismo se enfría. Al alcanzase las temperaturas de cristalización de minerales determinados, éstos se forman, disminuyendo la capacidad del magma de ascender: aumenta su viscosidad. Durante el proceso de enfriamiento se forman determinados minerales, en función de la termodinámica del fundido, reteniendo determinados elementos (los que pasan a formar parte de esos minerales) y produciendo un enriquecimiento residual en los elementos que no tienen cabida en los minerales formados. Así, esta etapa de cristalización principal da origen a las rocas plutónicas, cuya mineralogía y textura estarán relacionadas con la historia global del magma.
• Con posterioridad a la cristalización principal del magma, los fluidos residuales se liberan y evolucionan entre la zona de cristalización y la superficie. Cristalizan allí donde se encuentran con condiciones favorables para ello: cuando el enfriamiento del fluido provoca la cristalización de determinados minerales, o cuando cambian las condiciones de presión, o de Eh-pH. En ocasiones, estos fluidos llegan a regiones superficiales, dando origen al desarrollo de sistemas geotérmicos.
• Por otra parte, el magma puede alcanzar la superficie de la corteza, dando origen a los procesos volcánicos. En estas condiciones se pueden dar dos situaciones diferentes: que alcance la superficie continental, en un medio subaéreo, o que la salida del magma, o erupción, se produzca bajo el agua del mar, o de lagos… Cuando el enfriamiento es muy brusco, los componentes mayoritarios del magma cristalizarán o se enfriarán formando un vidrio (obsidiana o perlita) o un material escoriáceo (pómez), mientras que los volátiles se liberarán a la atmósfera, y se dispersarán. En el segundo caso, los volátiles podrán interaccionar con el agua y sus sales, formando compuestos insolubles de esos elementos (Pb, Zn, Cu, Fe, Hg….) lo que dará origen a yacimientos minerales.

De esta forma, los procesos magmáticos se pueden considerar como un conjunto de procesos muy activos en la formación de yacimientos, tanto de rocas como de minerales de interés minero.

Por contra, el metamorfismo es un proceso que no suele producir transformaciones de interés minero. Algunas excepciones son la transformación de las calizas en mármoles, de mayor compacidad y vistosidad que la de las rocas originales, la formación de serpentinitas, roca también con posibilidades ornamentales, o la génesis de minerales nuevos con aplicaciones industriales, como el granate, la andalucita… Pero en general, el metamorfismo, al ir acompañado de deformación tectónica, y de removilización de componentes volátiles, es un proceso que destruye los yacimientos, más que generarlos.

Todo ello nos lleva a una clasificación en que prima el criterio genético, la relación que se establece entre el proceso geológico responsable de la formación de la roca o mineral correspondiente y su producto final.
El proceso generador sedimentario

La erosión y el transporteSedimentación detrítica

Sedimentación química y bioquímica

Sedimentación orgánica

El proceso generador magmático

Plutonismo y subvolcanismoVolcanismo

Metasomatismo

Hidrotermalismo

El papel del metamorfismo

Lecturas recomendadas

Earth Science Australia. http://www5.50megs.com/esa/mindep/depfile/clas_dep.htm

Evans, A.M. (1993). Ore geology and industrial minerals: An introduction. Blackwell Science, 389 pg.

Guilbert, J.M.; Park, Ch.F. (1986). The geology of ore deposits. Freeman. 985 pg.[/vc_column_text][/vc_tta_section][vc_tta_section title=”4.-La erosión y el transporte” tab_id=”1525863704586-7e9bacc8-5b20″][vc_column_text]

Introducción

Procesos erosivos

    Meteorización física

    Meteorización biológica

    Meteorización química

    Factores que influyen en la meteorización

Procesos de transporte

Lecturas recomendadas

4.- La erosión y el transporte

Introducción

Dentro del ambiente exógeno, uno de los procesos más importantes que tienen lugar, debido a la dinámica superficial del planeta, es la erosión, es decir, el desgaste físico y químico que sufren las rocas bajo la acción de los agentes atmosféricos. Asociado a este proceso está el de transporte de los productos de la erosión (fragmentos de rocas, minerales, sales) por los mismos agentes que producen los fenómenos de erosión: el agua, el viento.

Los procesos erosivos tienen lugar como consecuencia de tres grupos de fenómenos:

1. Los de carácter físico, ligados a cambios de temperatura, o de estado físico del agua (cristalización de hielo en grietas),
2. Los de tipo químico (disolución de minerales, hidrólisis de éstos, cristalización de sales)
3. Los de tipo biológico (acción de determinados microorganismos, como las bacterias, líquenes, o de las raíces de plantas).

Como resultado, las rocas de la superficie terrestre, formadas en determinadas condiciones de presión y temperatura, al quedar sometidas a otras muy diferentes reaccionan con el entorno, lo que induce a un desequilibrio. Esto da lugar a su fragmentación y a la salida de determinados componentes químicos, desde su casi totalidad (si se produce su disolución), a la lixiviación o lavado de determinados componentes, que deja un residuo insoluble enriquecido en determinados elementos o compuestos.

Por su parte, el papel del transporte es también importante, ya que en algunos casos, si su acción es mas lenta que la del proceso erosivo, se podrá producir la acumulación in situ de los productos de la erosión. En otros casos el proceso erosivo puede suponer el desmantelamiento continuo de estos productos. El transporte juega también un papel muy importante en la clasificación de los productos de la erosión, ya que su mayor o menor capacidad de arrastre y reactividad química condicionan el que los productos de la erosión sigan o no siendo transportados.

Procesos erosivos

Como ya se ha indicado, la erosión tiene lugar mediante tres grupos de mecanismos: físicos, químicos y biológicos, que en general se combinan, con mayor o menor importancia de unos u otros en función de un factor primordial: el clima, que condiciona a su vez la disponibilidad de agua, de vegetación, las temperaturas medias, sus oscilaciones. Estos factores influyen en la degradación a la intemperie de cualquier sólido. Por ello, hay climas que favorecen la preservación de las rocas, y climas bajo los que se produce una muy intensa meteorización, así como la rápida descomposición de cualquier resto orgánico.

Meteorización física

La meteorización física agrupa a aquellos procesos o mecanismos que provocan la disgregación de las rocas, sin afectar a su composición química o mineralógica. Son de naturaleza variada:

• La acción del cambio de temperatura nocturno/diurno, sobre todo en zonas con fuerte insolación, provoca efectos de contracción/extensión térmica de los minerales que producen su rotura. Esta oscilación térmica es especialmente activa en los vértices y aristas de bloques de rocas, y es el principal responsable de las forma de “bolos” de los bloques graníticos sometidos a la acción de la intemperie.
• La acción abrasiva de los materiales arrastrados por el agua, el viento o el hielo (glaciares), que golpean o se frotan contra las rocas, favoreciendo su disgregación mecánica.
• La acción de helada/deshielo en climas húmedos hace que el agua que se introduce como humedad en las grietas de las rocas (formadas por otros procesos, como la oscilación térmica, p.ej.) al congelarse genere unas enormes presiones internas, que tienden a acentuar esas fracturas.
• Del mismo modo, la introducción de aguas cargadas en sales en esas grietas suele ir acompañada de la cristalización de las sales (sulfatos, carbonatos, cloruros) con el mismo efecto de provocar un aumento de la presión en la grieta, que produce su ampliación.
• Al irse aproximarse a la superficie de la Tierra, las rocas que han estado sometidas a altas presiones de confinamiento sufren una pérdida de carga o descompensación litostática, lo que se traduce en la aparición en las mismas de fracturas por lo general paralelas a la superficie topográfica.
• La fracturación tectónica de las rocas, previa a los procesos erosivos, favorece la meteorización de éstas.

Cada uno de estos procesos se da con mayor o menor importancia en unas regiones u otras en función de su climatología, y lo normal es que en cada región se den varios mecanismos, que pueden ser más o menos activos en cada caso dependiendo de la época del año (variaciones estacionales).

Meteorización biológica

Los organismos provocan también la meteorización de las rocas, en dos vertientes: una biofísica y otra bioquímica.

En el apartado biofísico tenemos fundamentalmente la acción de las raíces de árboles y arbustos, que al introducirse en el subsuelo ensanchan las grietas que puedan existir y colaboran en la fracturación de las rocas. También podemos señalar el papel de algunos animales, sobre todo los que excavan madrigueras, o los organismos costeros que viven sobre las rocas perforando pequeñas oquedades, contribuyendo de forma muy marcada a la acción erosiva del oleaje. Papel aparte merece la acción erosiva desarrollada por el hombre, que con sus obras, construcciones, etc., provoca tantos y tan variados efectos erosivos.

En el apartado bioquímico, las propias raíces de árboles y plantas actúan químicamente con las rocas, captando cationes y contribuyendo a la alteración de los minerales. Los líquenes, famosos por su capacidad de colonizar las superficies de todo tipo de rocas, segregan ácidos que permiten su fijación al sustrato rocoso. Por otra parte, los productos metabólicos de los organismos que viven sobre las rocas incluyen productos muy agresivos para éstas, que favorecen su descomposición.

Meteorización química

Las rocas, al estar formadas por minerales, son sensibles al ataque de los agentes químicos existentes en la superficie de la Tierra. Por tanto, las posibilidades de la meteorización química son tan variadas como puedan ser las relaciones que se establezcan entre las propiedades del mineral y la naturaleza del medio ambiente en el que se encuentre. Hay minerales solubles en agua, otros en ácidos débiles, otros en ácidos fuertes, otros tienen tendencia a incorporar agua a su estructura, algunos se ven afectados por la luz o por el calor solar, etc. Sin embargo, en lo que se refiere a sus efectos, son en su mayor parte de tres tipos: disolución, hidrólisis y oxidación, sin olvidar otros que pueden ser localmente importantes, como la descomposición térmica.

La oxidación de minerales implica el cambio del estado de valencia de los metales que contiene en presencia de oxígeno libre. El caso más conocido es el paso del hierro de 2+ a 3+, que afecta a minerales como pirita, olivino, piroxeno, biotita. Esta oxidación produce además un aumento de la carga positiva en el mineral, que tiende a compensarse con la entrada de iones hidroxilo (OH^–) Esto, unido al mayor tamaño iónico del Fe³⁺, desestabiliza la red cristalina del mineral. La oxidación puede ir acompañada de los procesos que veremos a continuación.

La hidratación implica la absorción de moléculas de agua y su incorporación a la estructura cristalina de algunos minerales. Es un proceso que suele implicar un aumento de volumen del mineral, y que en algunos casos puede ser reversible. El mineral hidratado suele tener distinta estructura cristalina que el original, es decir, se produce la formación de otro mineral. Es el caso, p.ej., de la anhidrita, que por hidratación se transforma en yeso:

CaSO₄ + 2 H₂O -> CaSO₄ · 2 H₂O

Otro caso es el de algunos minerales de la arcilla (las denominadas arcillas expandibles, del grupo de la bentonita), capaces de absorber grandes cantidades de agua, lo que puede traducirse en un aumento de su volumen en hasta un 60%, mientras que al perder agua por desecación se vuelven a contraer.

En algunos casos, la repetición cíclica de procesos de hidratación-deshidratación, propios de climas estacionales, puede provocar la destrucción de la red cristalina del mineral.

La hidrólisis consiste en la descomposición de los minerales debido a la acción de los hidrogeniones de las aguas ácidas. El proceso implica tres pasos: 1) rotura de la estructura del mineral. Debido a su pequeño tamaño y a su gran movilidad, los iones H⁺ se introducen con facilidad en las redes cristalinas, lo que produce la pérdida de su neutralidad eléctrica; para recuperarla, el cristal tiende a expulsar a los cationes, cuya carga es también positiva. Como consecuencia, la estructura cristalina colapsa, y se liberan también los aniones. 2) Lavado o lixiviado de una parte de los iones liberados, que son transportados por las aguas fuera de la roca meteorizada. 3) Neoformación de otros minerales, por la unión de los iones que dan como resultado compuestos insolubles. La intensidad del proceso hidrolítico se traduce en el grado de lixiviación de elementos químicos y en la formación de nuevos minerales. Veamos un ejemplo:

Un mineral frecuente en las rocas ígneas es la ortoclasa. Su hidrólisis produce la pérdida de parte de su potasio y de su sílice:

3 KAlSi₃O₈ + H⁺ -> KAl₂(Al,Si₃)O₁₀ (OH)₂ + 6 SiO₂ + 2 K⁺

Es decir, implica la formación de un filosilicato (illita), sílice (en forma de cuarzo o de gel, que puede ser arrastrado por el agua), y iones potasio, que se lixivian con el agua. Ahora bien, cuando el medio es muy rico en H⁺, se produce también la hidrólisis de la illita:

KAl₂(Al,Si₃)O₁₀ (OH)₂ + 2 H⁺ -> 3 Al₂Si₂O₅(OH)₄ + 2 K⁺

Es decir, la formación de caolinita y la liberación total del potasio contenido en el mineral original. En medios aún más ácidos, y a temperaturas más altas, se llega a producir también la hidrólisis de la caolinita, con formación de hidróxido de aluminio, gibbsita:

3 Al₂Si₂O₅(OH)₄ + H⁺ -> 2 Al(OH)₃ + 2 SiO₂

Otro caso de lixiviación es el que afecta a los carbonatos, en especial a la calcita:

CaCO₃ + H₂O -> Ca²⁺ + 2 HCO₃^–

La disolución implica que determinados componentes químicos de la roca pasan de formar parte de ésta, en forma de un compuesto mineral, a formar iones en disolución acuosa. Esto afecta sobre todo a los minerales que constituyen compuestos solubles, como la halita (NaCl) o en menor medida, el yeso (CaSO₄ · 2H₂O).

No hay que olvidar que este proceso implica la disolución de algunos de los componentes de la roca, pero no de otros, es decir, arrastra (o lixivia) a unos componentes, los más lábiles, y concentra relativamente a otros en el residuo. En cada caso, dependiendo de la concentración del mineral que se disuelve, los cambios serán más o menos importantes.

Los procesos de disolución e hidrólisis se ven favorecidos por factores climáticos y ambientales, y en especial por las altas temperaturas de los climas cálidos, que favorecen la dinámica de los procesos, y por tanto, la presencia de aniones en el agua que la hacen más activa químicamente: caso de los aniones Cl^–, SO₄^2-, HCO^3-. La presencia en el área de compuestos “precursores” de estos aniones, como los carbonatos o sulfuros, favorece aún más este hecho. Es el caso, p.ej., de la existencia de yacimientos de sulfuros metálicos.

Es importante observar que frente a estos procesos de disolución y lixiviación hay elementos que se movilizan con mayor facilidad que otros; hay elementos que entran en disolución con gran facilidad, mientras que otros tienden a formar geles, menos solubles, o forman rápidamente compuestos muy insolubles, quedando por tanto retenidos en el residuo de la roca. Así, los elementos se lixivian por el siguiente orden de mayor a menos facilidad:

Na₂O>CaO>FeO>MgO>K₂O>SiO₂>Al₂O₃

mientras que los que tienden a concentrarse en la roca alterada son:

H₂O>Fe₂O₃

Factores que influyen en la meteorización

Como hemos visto, son muchos los mecanismos que actúan de forma coordinada para producir la meteorización. Cada uno precisa de unas condiciones más o menos importantes para actuar, en forma de una serie de factores condicionantes: el clima, la litología, la topografía, la actividad biológica, el tiempo de actuación y los procesos de transporte.

El clima tiene, como ya se ha indicado anteriormente, una influencia fundamental, ya que controla la mayor o menos abundancia de agua (principal agente de la meteorización) y de vegetación. Otro factor asociado es la temperatura y sus oscilaciones. Destaquemos, en lo que se refiere a la meteorización química, que cada aumento de 10ºC de la temperatura duplica la velocidad a la que se producen la mayoría de las reacciones químicas.

Así, el clima más favorable para los procesos de meteorización es el tropical, en el que la abundancia de agua, unido a las altas temperaturas existentes, favorece la mayor parte de los mecanismos erosivos analizados. En climas extremos siempre habrá un agente muy predominante: en climas muy fríos serán los propios del arrastre por el hielo (acción de los glaciares), en los muy secos y cálidos, la acción del sol, etc.

La litología tiene una influencia decisiva sobre determinados mecanismos. Hay rocas, como las cuarcitas, que por su estabilidad química apenas son afectadas por los procesos de meteorización química, y por su dureza, tampoco por los de tipo físico; por eso, normalmente aparecen formando altos topográficos. Otras presentan distintas características en función del clima. Los granitos se alteran con gran facilidad en climas cálidos por la hidrólisis de sus feldespatos, mientras que en climas fríos y secos resisten bien los efectos de la meteorización. De igual manera, las calizas necesitan climas cálidos y húmedos para que se produzca su disolución. Una observación importante es que en las rocas ígneas la estabilidad de los minerales que las forman (Serie de Goldich) es contraria al orden en que se forman, definido por la denominada Serie de Bowen.

Factores asociados al litológico son la porosidad y permeabilidad que pueda presentar la roca, y su mayor o menos grado de fracturación tectónica, que favorecen la infiltración de aguas superficiales, favoreciendo a su vez los procesos de meteorización química y/o biológica.

La topografía, o las formas locales del relieve, pueden afectar a algunos de los mecanismos activos de erosión: por ejemplo, las laderas de solana sufren procesos distintos que los de las de umbría. En las primeras los veranos serán favorecedores de los procesos que implican la insolación, mientras que en las segundas durante los inviernos la acción del hielo podrá ser un agente erosivo importante. También el hecho de que exista una pendiente favorece procesos distintos a los propios de las planicies; en las primeras el agua discurre arrastrando los iones, mientras que en las segundas se produce un contacto más continuado entre el agua cargada de sales y las rocas. Así, por ejemplo la laterizaciónrequiere un relieve muy suave.

La actividad biológica afecta también a los mecanismos de meteorización activos. En términos generales, la presencia de una cubierta vegetal continua favorece los procesos de meteorización química, mientras que la ausencia de ésta favorece los de tipo físico.

El tiempo favorece los procesos de meteorización, en general: todos estos procesos son de carácter lento, con lo que cuanto más tiempo queden sometidas las rocas a la acción de la intemperie, mayor facilidad tendrán los procesos erosivos para actuar. Así, si las rocas que albergan un depósito mineral son rápidamente cubiertas por otras (p.ej., sedimentarias o volcánicas), éste será preservado de los procesos erosivos. En este sentido, la tectónica regional puede jugar un importante papel.

Procesos de transporte

Como hemos visto, la acción de los mecanismos erosivos, físicos y químicos, tiende a dar origen a tres tipos de productos: fragmentos de minerales o rocas (que reciben el nombre de clastos), geles e iones en disolución.

El transporte se lleva a cabo de tres formas: como iones en solución, como suspensiones coloidales, o como carga en fondo.

Los iones viajan en solución, y para que se produzca su precipitación química han de quedar sometidas a condiciones específicas producto de solubilidad (kps), o de sobresaturación, como las que ocurren en las salinas. Otra posibilidad es que los aniones y cationes sean fijados por organismos para construir sus caparazones, como es el caso de muchos moluscos, algunas algas microscópicas (diatomeas), u otros microorganismos, que fijan el carbonato cálcico de las aguas. También es posible que la mezcla con otros fluidos produzca la precipitación de determinados compuestos. Por ejemplo, en relación con las emisiones volcánicas submarinas se produce la salida de abundantes metales pesados y formas químicas del azufre, provocando la precipitación de sulfuros de esos metales.

En suspensión se transportan las partículas más pequeñas, y los geles, mientras que como carga en fondo se transportan los clastos de mayor tamaño. A su vez, dentro de esta última modalidad existen tres posibilidades: saltación, rodadura o arrastre. El hecho de que las partículas físicas sean transportadas de una u otra forma depende en primer lugar de la velocidad de la corriente (cuanto mayor sea ésta, mayor será el tamaño medio de las partículas transportadas por cada modalidad). Otros factores que influyen son el tamaño de las partículas, su densidad y su forma: a igualdad de tamaño las más densas serán transportadas con mayor dificultad, mientras que la forma influye sobre todo en el mecanismo de transporte activo: las más redondeadas tenderán a rodar, y las menos, a ser arrastradas, o a saltar

El depósito de las partículas se produce cuando la corriente pierde energía, o lo que es lo mismo, velocidad. Primero dejará de ser transportada la carga en fondo, y cuando la energía sea muy baja, es decir, en aguas mansas o al cesar el viento, se depositará también la carga en suspensión.

También en estas condiciones de baja energía de transporte, y sobre todo si se producen cambios en la fisico-química de las aguas de transporte (como suele ocurrir en la desembocadura en un mar o lago) se produce la floculación de los geles, constituidos normalmente por partículas arcillosas.

Lecturas recomendadas

Collison, J.D.; Thompson, D.B. (1989). Sedimentary structures. Unwin & Hyman. 207.

Macdonald, E.H. (1983). Alluvial mining: The geology, technology and economics of placers. Chapman & Hall. 508 pg.

Tucker, M.E. (1991). Sedimentary petrology. Backwell Science. 260 pg.

5.- Productos de la meteorización

Regolitos y suelos

Perfil del suelo

Clasificación de los suelos

Paleosuelos

Lateritas y bauxitas

Gossans

Otros yacimientos residuales

Alteración de los monumentos

Lecturas recomendadas

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5.- Productos de la meteorización

Hemos visto a lo largo del tema anterior como se produce la meteorización, y cuales son sus principales productos: los clastos, geles e iones, que son transportados hacia los medios de depósito. Pero hay minerales y rocas que son producto de estos procesos, produciéndose una acumulación in situ característica. Los más extendidos son los regolitos y suelos, las lateritas y bauxitas, y los gossans. También nos vamos a referir dentro de esta tema a los procesos de degradación de la piedra natural, lo que recibe el nombre genérico de “mal de la piedra”.

Regolitos y suelos

La acción de los agentes atmosféricos sobre las rocas existentes en la superficie del planeta produce unos cambios en su naturaleza cuyo alcance hemos visto en el tema anterior. El resultado es la formación de un manto más o menos continuo de materiales intensamente alterados, de espesor variable y caracteres que dependen en el detalle de diversos factores, entre los que los más importantes son la naturaleza de la roca original y el clima existente en la región.

Denominamos regolito al conjunto de materiales producto directo de la meteorización de un sustrato. Se trata de un conjunto de materiales relativamente homogéneo, formado por los fragmentos de la roca original, y de minerales neoformados durante el proceso (arcillas, carbonatos).

Por su parte, recibe el nombre de suelo este mismo conjunto cuando aparece estructurado, es decir, dividido en una serie de bandas u horizontes, que se originan durante la evolución geológica y biológica del regolito.

Esta diferencia explica el que al “suelo” de otros planetas, como el de nuestro satélite, la Luna, no se le denomine así, sino regolito: se trata de una acumulación no estructurada de polvo cósmico y de materiales procedentes de la trituración de rocas de la superficie planetaria como resultado del impacto de meteoritos.

Los regolitos y suelos están formados por componentes sólidos, líquidos y gaseosos, además de un importante componente orgánico. Los componentes sólidos son los fragmentos de rocas y minerales procedentes de la meteorización. Los líquidos, el agua de infiltración, más o menos cargada de sales en disolución. Los gaseosos corresponden a aire atrapado en los poros del componente sólido, más o menos oxigenado cuanto mejor sea la porosidad del material. La materia orgánica corresponde a restos de la descomposición de organismos (vegetales y animales), más o menos transformada en ácidos húmicos, pero también materia viva: raíces de plantes, y microflora bacteriana saprofítica.

El suelo se utiliza con fines agrícolas, ganaderos y como reserva forestal; son muy importantes las modificaciones debidas al uso urbano de éste. Las actividades industriales, urbanas, agrícolas y ganaderas implican la existencia de residuos tóxicos o desechos peligrosos para los suelos y el agua. Los responsables de las explotaciones industriales, ganaderas y agrarias deben asegurar un tratamiento de desechos en los lugares adecuados a fin de degradar en el menor grado posible su valor ecológico y permitir su utilización posterior.

Perfil del suelo

Como ya hemos referido, cuando un regolito aparece estructurado recibe el nombre de suelo. Salvo en situaciones muy concretas, o en regolitos muy recientes, normalmente esta estructuración aparece desarrollada al menos en sus términos básicos. Es decir, que cuando observamos este manto de alteración existente bajo la superficie de cualquier punto de nuestro planeta, podemos ver que está formado por una serie de capas u horizontes, distribuidos de forma aproximadamente paralela a la superficie topográfica. Se pueden diferenciar tres horizontes principales, que se designan como A, B y C.

El horizonte A es el más superficial, y se caracteriza por su color oscuro, debido a la presencia en el mismo de abundante materia orgánica. Además, es el más intensamente afectado por los procesos de disolución, que arrastran sus iones hacia horizontes más profundos, por lo que se le conoce también como horizonte de lixiviación o de lavado.

El horizonte B recibe también el nombre de horizonte de acumulación, porque en él se produce el depósito de iones procedentes del lavado del A. Se caracteriza por la abundancia de componentes minerales, que pueden ser tanto arcillas, producto de la meteorización de la roca, como sales precipitadas: carbonato cálcico e hidróxidos de hierro son los más comunes.

El horizonte C es el formado directamente sobre la roca, por lo que está constituido mayoritariamente por fragmentos más o menos alterados y estructurados de ésta.

El proceso de formación del suelo recibe el nombre de edafogénesis. El proceso comienza con la formación de un regolito, sobre el que se implanta la vegetación y se produce la vida y muerte de animales y plantas. La acumulación de esta materia orgánica, y los procesos de lavado superficial producen la diferenciación de un suelo AC. Con el tiempo se llegan a desarrollar los procesos de transporte y meteorización avanzada que dan origen al horizonte de acumulación (B), formándose el característico suelo completo ABC (ver figura).

Clasificación de los suelos

La naturaleza de un suelo depende de gran número de factores, que se conjugan para dar origen a distintos tipos, que pueden clasificarse de maneras muy diversas. Una clasificación básica es la que divide los suelos en dos grandes grupos: zonales y azonales.

Los suelos zonales son suelos maduros, en cuya evolución juega un papel primordial el clima, con el que se encuentran en equilibrio. Es por ello que su distribución geográfica suele presentar un carácter regional, en respuesta a la distribución de la vegetación y las regiones climáticas. Pertenecen a esta categoría, entre otros:

• Suelos en zonas polares. Las bajas temperaturas reinantes en estas zonas hacen que la meteorización química sea poco activa. La mayor parte del suelo se encuentra permanentemente helado (permafrost) y sólo la parte superficial del mismo (mollisuelo) llega a deshelarse durante el verano. En este último, los hielos y deshielos provocan deslizamientos de partículas, que unido a la existencia del permafrost a partir de los dos o tres metros de profundidad, impiden la formación de los diferentes horizontes edáficos. Además, en determinadas zonas el permafrost presenta hidratos de gas (los denominados clatratos), que constituyen un posible recurso geológico para la obtención de metano.
• Suelos de latitudes medias cálidas. Son propios de regiones de clima mediterráneo, y pueden ser de varios subtipos: suelos pardos mediterráneos, con un horizonte A decolorado y horizonte B rico en arcilla y de color pardo rojizo; suelos rojos mediterráneos, típicos de condiciones más áridas, y con un horizonte B de color rojizo; costras calcáreas o caliches, propios de regiones áridas o semiáridas, sin horizonte A y con un horizonte B formado por una costra o escudo de carbonato cálcico.
• Suelos de latitudes medias frías. En estas regiones se forman los suelos de tipo podsol, con un horizonte B que incluye un nivel oscuro de acumulación de humus y óxidos de hierro. En regiones algo menos frías se forman las tierras pardas, con un característico horizonte B de color pardo.
• Suelos de latitudes bajas. En climas tropicales muy húmedos, con gran intensidad y larga duración de la meteorización química, se forman suelos con un horizonte B de gran espesor, muy compactos y resistentes, y enriquecidos en óxidos de hierro y aluminio: las lateritas y bauxitas que veremos a continuación.

Los suelos azonales son suelos cuya génesis está condicionada principalmente por un factor particular distinto al climático, y que puede ser el litológico o el topográfico. Entre los condicionados por la litología de la roca subyacente se encuentran la rendzina, un suelo oscuro que se desarrolla sobre calizas; el ranker, similar al anterior pero formado sobre rocas silicatadas, como el granito o la pizarra, o el chernozem, formado sobre el loess, y caracterizado por un horizonte A de gran espesor.

Entre los condicionados por la topografía se encuentran los suelos hidromorfos o gleys, propios de zonas encharcadas, o los suelos aluviales, que se forman sobre los sedimentos de las llanuras de inundación de los ríos.

Paleosuelos

Son suelos formados en un pasado geológico, que se han preservado de la acción erosiva por parte de los agentes externos y han quedado fosilizados dentro de una secuencia sedimentaria. Al tratarse de la parte más superficial y alterada del sustrato rocoso, los suelos son susceptibles de ser erosionados, lo que dificulta su presencia en el registro geológico. Los suelos que con más facilidad pueden conservarse, son aquellos que presentan un perfil con niveles resistentes (lateritas, costras calcáreas, etc.); aunque en ciertas condiciones suelos poco resistentes pueden también llegar a conservarse.

Debido al condicionamiento climático que presentan los suelos, el estudio de las características de los paleosuelos permite conocer las condiciones climáticas que reinaron en el pasado, durante su formación.

Lateritas y bauxitas

Como acabamos de ver, las lateritas y bauxitas corresponden en realidad a un tipo particular de suelo, desarrollado en condiciones específicas: en climas tropicales, con temperaturas medias altas, y con alta pluviosidad. Un carácter también necesario para el desarrollo de estos suelos peculiares es la topografía plana, por favorecer la permanencia del agua en el suelo, y retardar los procesos erosivos sobre el mismo. Por su interés minero, los estudiamos de forma específica.

Las lateritas se pueden definir como horizontes edáficos fuertemente enriquecidos en óxidos e hidróxidos de hierro, como consecuencia de la acumulación de estos componentes en respuesta a la meteorización química avanzada de una roca que ya previamente mostraba un cierto enriquecimiento en este componente.

Están formadas mayoritariamente por hidróxidos y óxidos de hierro (goethita, lepidocrocita, hematites), a menudo acompañado de sílice o cuarzo, y de hidróxidos de aluminio y manganeso. En general estos minerales se disponen en agregados terrosos o crustiformes, formando capas de espesor muy variable, que puede llegar a la decena de metros.

Se forman en zonas de relieve horizontal sobre rocas ricas en hierro, fundamentalmente sobre rocas ígneas básicas o ultrabásicas, ricas en minerales ferromagnesianos como el olivino o el piroxeno. La hidrólisis de estos minerales, a través de serpentina y clorita fundamentalmente, produce como productos finales óxidos/hidróxidos de hierro, sílice, y sales solubles de Mg y Ca (procedente de clinopiroxeno). Algunos de los componentes minoritarios de estos minerales (Ni, Cr, Co) pueden también concentrarse en la laterita, aumentando sus posibilidades mineras.

De las lateritas se extrae fundamentalmente hierro, a menudo enriquecido, como hemos mencionado, en elementos metálicos refractarios. Algunos de los yacimientos de hierro más importantes del mundo son de este tipo, como los del estado de Minas Gerais, en Brasil.

Las bauxitas son muy similares a las lateritas, pero enriquecidas preferencialmente en hidróxidos de aluminio, debido a que se forman sobre rocas previamente enriquecidas en este elemento.

Los minerales que forman las bauxitas son bohemita, diasporo y gibsita, a menudo acompañados de hidróxidos de hierro, óxidos de hierro y titanio (hematites, rutilo), y minerales arcillosos, fundamentalmente caolinita. Al igual que en las lateritas, estos minerales se asocian en agregados terrosos y crustiformes, así como bandeados, brechoides, pisolíticos. Suelen presentar coloraciones claras, a menudo con tonalidades rojizas, debidas a la presencia de hidróxidos de hierro.

Su composición química es variable en el detalle, y nos define su calidad industrial. En especial su relación Al₂O₃/SiO₂ y su contenido en Fe₂O₃ permiten su clasificación detallada y comercial. Especial interés tiene el parámetro ALFA, cuya fórmula es la siguiente:

ALFA = [0.85 · (%SiO₂ – (%Al₂O₃)]/%Al₂O₃Este parámetro define aproximadamente el exceso o déficit de alúmina de un material respecto a una caolinita, afectado por un signo negativo, y permite clasificar los materiales bauxíticos en las siguientes categorías:

• Bauxitas: ALFA entre –1 y –0.75
• Bauxitas arcillosas: ALFA entre –0,75 y –0.50
• Arcillas bauxíticas: ALFA entre –0,50 y –0.25
• Arcillas poco bauxíticas: ALFA entre –0,25 y 0.00
• Materiales arcillosos: ALFA entre 0.00 y 0.25
• Materiales detríticos: ALFA 0.25

Se forman sobre rocas ricas en minerales alumínicos, y en concreto, sobre rocas ígneas ácidas, ricas en feldespatos (granitos, sienitas), o sobre rocas sedimentarias arcillosas (lutitas) o sobre rocas metamórficas ricas en moscovita (esquistos, micasquistos). También pueden formarse sobre calizas, como consecuencia de la disolución de estas, que deja un residuo arcilloso (terra rossa) cuya meteorización a su vez puede dar lugar a la bauxita.

Las bauxitas se explotan para la extracción metalúrgica del aluminio, del que son la única mena. Los principales yacimientos de bauxitas se localizan en Australia, Brasil, Guayana, Surinam.

Gossans

Con este nombre de gossan se conocen también las monteras de alteración de algunos yacimientos de sulfuros: cuando éstos quedan sometidos a la acción de la intemperie, sufren una serie de procesos supergénicos con zonación vertical, de la forma indicada en la figura adjunta, que muestra un esquema típico de un gossan, en el que se pueden diferenciar tres grandes zonas, de abajo arriba:

• Zona primaria, que corresponde a los sulfuros inalterados.
• Zona de cementación, que es la situada por debajo del nivel freático, en la que se producen enriquecimientos en sulfuros de cobre de tipo calcosina – covellina.
• Zona de oxidación, comprendida entre el nivel freático y la superficie, y caracterizada por un muy importante enriquecimiento en óxidos e hidróxidos de hierro. Se puede considerar subdividida en dos subzonas: la situada por debajo de la superficie, en la que aún podemos tener otros compuestos metálicos oxidados, como sultatos, cloruros…, y la zona superficial o de gossan propiamente dicho, formada por una acumulación masiva de hidróxidos de hierro. En conjunto, por tanto, se caracteriza por un importante enriquecimiento en hidróxidos de hierro tipo goethita, lavado de Zn y Cu fundamentalmente, y concentración diferencial del oro y la plata, que, además, pasan de estar como impurezas en las redes cristalinas de los sulfuros, a estar como elementos nativos, lo que favorece su explotabilidad.

La formación de un gossan implica la alteración de los sulfuros, lo que a su vez implica que el azufre de éstos pasa a forma de sulfatos solubles, que se liberan en el medio ambiente produciendo fenómenos de acidificación de aguas, similares a los que se producen cuando se liberan en la superficie del terreno sulfuros, durante la minería. De hecho, algunas escombreras romanas de la Faja Pirítica Ibérica son auténticos gossans, ya que en ellas se han producido los mismos fenómenos que en los gossans naturales, incluyendo la liberación y concentración de oro.

Otra cuestión a considerar es que este proceso de alteración implica la liberación de aniones sulfato al medio ambiente, que producen una importante acidificación de las aguas procedentes de áreas en las que existen este tipo de yacimientos. Además, a menudo esta agua contienen proporciones variables de metales pesados, que pueden quedar dispersos también en el medio, produciendo algunos de ellos efectos tóxicos para los seres vivos. La minería favorece aún más este proceso, exponiendo a la intemperie una mayor proporción de sulfuros inalterados.

Otros yacimientos residuales

La destrucción de las rocas es siempre un proceso diferencial: determinados minerales de las rocas se descomponen o solubilizan con facilidad, mientras que otros pueden permanecer inalterados durante periodos mucho más largos. Ello condiciona que el proceso de meteorización pueda dar origen a yacimientos minerales caracterizados por la facilidad con la que es posible separar el mineral o minerales de interés económico, que no se da cuando la roca está sana. Para que se produzca se ha de dar una conjunción de factores litológicos y climáticos que favorezcan la degradación de los minerales sin interés, pero que no afecte al mineral o minerales explotables.

Algunos ejemplos de este tipo son los yacimientos de granate de la zona del Hoyazo de Níjar, en Almería, en la que la alteración generalizada de la roca que los contiene permite la explotación de este mineral, o algunos yacimientos de feldespato sobre rocas ígneas fuertemente alteradas, en las que el clima favorece la destrucción del resto de los minerales de éstas, pero no del feldespato, o los yacimientos de caolín que se originan sobre este mismo tipo de rocas cuando la destrucción de los feldespatos es el fenómeno predominante.

En general los yacimientos de este tipo suelen presentar morfologías planares y paralelas a la superficie del terreno, similar a la de los suelos, debido precisamente a su similar proceso genético.

Alteración de los monumentos

La mayor parte de los monumentos construidos por el hombre están construidos con piedra natural o la incluyen como elemento auxiliar. Entre las rocas más utilizadas para ello se encuentran rocas de alta resistencia a la meteorización, como el granito, pero también otras como la arenisca, o la caliza, que son rápidamente afectadas por los fenómenos de intemperie. Además, otros productos de origen natural también se emplean, más o menos transformados, para ello: es el caso de los morteros, argamasas, o incluso los ladrillos, tejas, etc. La degradación que sufren estos componentes de las edificaciones se conocen con el nombre genérico de mal de la piedra, y es un problema que cada vez se hace mayor, sobre todo debido a que la atmósfera urbana cada vez está más degradada por la presencia de mayores concentraciones de contaminantes, cuyo efecto sobre estos materiales es devastador.

Al igual que en todos los casos que hemos visto hasta ahora, el grado de evolución del proceso tiene un triple control: el litológico (el tipo de roca, que favorece o no la meteorización que la afecta) el climático (los climas más templados y húmedos son los que más favorecen este tipo de procesos), y el tiempo (los monumentos más antiguos están más degradados que los más recientes, a igualdad de los demás factores). A este se une, como ya hemos referido, el factor implicado en la contaminación urbana, que favorece especialmente los fenómenos químicos (disolución, hidrólisis…).

Los principales procesos que se reconocen en relación con este fenómeno de la alteración de los monumentos son:

• Formación de pátinas: son costras superficiales, que a su vez pueden ser de suciedad, cromáticas o biogénicas.
• Formación de depósitos superficiales. También pueden tener diversos orígenes, desde eflorescencias salinas, pasando por acumulaciones de suciedad, hasta origen biológico.
• Alveolización: Consiste en la formación de una red bastante continua de huecos u alveolos, característico de ciertos materiales, sobre todo si son porosos.
• Excavaciones y cavernas. A diferencia del anterior, son de carácter individual, desarrollándose puntualmente o bien por erosión local de la roca, o bien por la presencia previa en la roca de huecos.
• Erosiones superficiales. Son consecuencia de una desagregación de los granos de rocas como la arenisca o el granito.
• Disgregación. Similar al anterior, pero sobre rocas de tipo químico, en la que los granos no se individualizan con facilidad (caso de las calizas).
• Fragmentación. Es la formación de fracturas, bien nuevas, porque la pieza esté sometida a grandes tensiones en su colocación, bien porque presentaba fracturas previas que se reabren o reactivan.
• Separación en placas. A menudo algunas rocas se descaman en placas, como consecuencia de su naturaleza laminada y la desagregación de estas láminas.
• Humectación: acumulación de suciedad y humedad ligada a rocas muy porosas en climas muy húmedos.
• Acción antrópica: es muy variada, desde las acciones físicas (colocación de letreros, etc.) hasta la química (pintadas, y posterior uso de disolventes para eliminarlas).
• Pérdidas de material. A menudo, como consecuencia de la suma de procesos, llegan a desaparecer completamente algunos elementos; ladrillos, morteros, bloques de piedra…

En definitiva, todos estos fenómenos hacen que la conservación de los monumentos sea un campo en el que el conocimiento de la roca y de sus características, así como de los procesos de meteorización activos en cada zona concreta tenga una gran importancia, suponiendo una necesidad a cubrir por técnicos en mineralogía y petrografía.

La figura adjunta muestra un ejemplo de cartografía de procesos de alteración que afectan a una iglesia de Almagro (Ciudad Real), según el Estudio Fin de Carrera realizado por un alumno de la Escuela Universitaria Politécnica de Almadén (Antonio Avila San José).

Lecturas recomendadas

Blanchard, R. (1968). Interpretation of leached outcrops. Mackay School of Mines, University of Nevada. 196 pg.

Collison, J.D.; Thompson, D.B. (1989). Sedimentary structures. Unwin & Hyman. 207.

Guilbert, J.M.; Park, Ch.F. (1986). The geology of ore deposits. Freeman. 985 pg.

López-Acevedo Cornejo, V.; Algaba Suarez, M.; García Romero, E.; Martín-Vivaldi Caballero, J.L.; Soutullo García, B. (1997). Estudio de las alteraciones en el claustro principal del Monasterio del Paular. Universidad Complutense-Comunidad Autónoma de Madrid. 23 pg.

López García, J.A. (1991). oYacimientos de oxidación y enriquecimiento secundario. In: Lunar, R.; Oyarzun, R. (Eds.). Yacimientos minerales: técnicas de estudio, tipos, evolución metalogénica, exploración. Ed. Centro de Estudios Ramón Areces. 475-492.

Ordóñez, S. (1992). Bauxitas. In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 197-220.

Tucker, M.E. (1991). Sedimentary petrology. Backwell Science. 260 pg.

Winkler, E.M. (1975). Stone: Properties, durability in man’s environment. Springer-Verlag. 229 pg.

6.- Rocas y yacimientos sedimentarios detríticos

Sedimentos y rocas sedimentarias detríticas

Yacimientos de tipo placer

Otros yacimientos en rocas detríticas

Uranio

Cobre en capas rojas

Las rocas detríticas como almacén de fluidos

Lecturas recomendadas

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6.- Rocas y yacimientos sedimentarios detríticos

    La sedimentación detrítica tiene lugar, como ya hemos indicado, como consecuencia de la pérdida de energía del medio de transporte, que hace que este se interrumpa, con lo que las partículas físicas que son arrastradas tienden a depositarse por decantación. Se originan así los sedimentos, y a partir de éstos, y mediante el proceso de diagénesis, las rocas sedimentarias detríticas. Entre ambas, rocas y sedimentos, las más comunes son las arenas y areniscas y las rocas arcillosas (lutitas o pelitas). Además, a menudo estos materiales contienen minerales de interés minero, que se depositan conjuntamente con el resto de la roca (caso de los yacimientos de tipo placer), o se introducen en la misma aprovechando su alta porosidad y permeabilidad (caso del agua, del petróleo, del gas natural).

Sedimentos y rocas sedimentarias detríticas

Son la consecuencia directa de la sedimentación de las partículas físicas arrastradas por las aguas, el viento o el hielo. A su vez, es posible diferenciar dos formas de depósito, en función del tamaño y naturaleza de las partículas:

• Las de tamaño superior a 4 micras suelen ser granos minerales, entre los cuales los más comunes son los de cuarzo, seguidos de los de feldespatos, así como fragmentos líticos. En el detalle, en lo que se refiere a la naturaleza de los granos minerales, las posibilidades son prácticamente ilimitadas: granos de otros silicatos (micas, piroxeno, anfíbol…), de óxidos (magnetita, ilmenita, cromita…), incluso de metales nativos, como el oro; estos granos viajan arrastrados por el agua o viento, en suspensión o como carga en fondo, y al disminuir la energía del medio de transporte se depositan casi de inmediato (proceso físico: decantación). A estas partículas las llamamos clastos.
• Las de tamaño inferior a 4 micras suelen corresponder a minerales de la arcilla, y en este caso el transporte se produce en suspensión coloidal, lo que hace que puedan seguir siendo transportados incluso mediante aguas no agitadas. El depósito en este caso se produce por el proceso físico-químico de floculación, que puede tener lugar de forma conjunta y simultánea al depósito físico de las partículas, o con posterioridad, en zonas tranquilas. En el primer caso se origina la matriz de las rocas detríticas, es decir, la componente intergranular fina, arcillosa, de los conglomerados y arenas o areniscas, mientras que en el segundo se da origen a las rocas arcillosas (lutitas, pelitas).

El principal carácter diferenciador de los sedimentos y rocas sedimentarias es su tamaño de grano. En concreto, la escala más utilizada es la de Wenworth, que diferencia entre las variedades gruesas, de diámetro superior a 2 mm (gravas, conglomerados, pudingas, brechas), las de grano intermedio (arenas y areniscas), de diámetro comprendido entre 2 mm y 64 mm, y las de grano fino, entre 64 y 4 mm, y que corresponden a los limos y limolitas (ver figura)

Otro carácter importante es la naturaleza de los clastos, sobre todo en las de mayor tamaño: cuando es variado hablamos de rocas polimícticas, mientras que si corresponden mayoritariamente a un tipo litológico hablamos de roca oligomíctica. Como componentes mayoritarios, en los conglomerados podemos tener fragmentos de rocas, en general cuarcíticos o carbonatados, aunque pueden estar formados por rocas de naturaleza mucho mas variada; en las arenas o areniscas el componente más común es el cuarzo, en general acompañado de feldespatos. Son también relativamente frecuentes las denominadas arenas o areniscas calcáreas bioclásticas, formadas por la acumulación de fragmentos de conchas de lamelibranquios, gasterópodos, etc., en medios costeros (playas).

También suele ser objeto de interés el grado de evolución de los clastos, que se traduce en su forma: los más inmaduros suelen ser angulosos y de baja esfericidad, mientras que los más evolucionados, los que encontramos más lejanos al área fuente, suelen ser mucho más redondeados y de mayor esfericidad, debido al efecto abrasivo del transporte.

El hecho de que se trate de sedimentos sueltos o de rocas ya consolidadas marca también una diferencia considerable: las gravas y arenas son los materiales sueltos, mientras que los conglomerados (o brechas) y areniscas son rocas compactas, en las que los granos o clastos están más o menos sólidamente cementados. En las variedades más finas, los sedimentos no consolidados reciben el nombre de limos, arcillas o lutitas, mientras que las rocas se denominan limolitas o arcillitas, o, cuando desarrollan una cierta esquistosidad, por aplastamiento, pizarras.

Todas estas diferencias nos llevan a establecer las posibles aplicaciones de cada uno de estos tipos litológicos:

• Las gravas sueltas, sobre todo las de las riveras de ríos, o de canchales de laderas, se utilizan como áridos de construcción, ya sean edificaciones u obras públicas, en hormigones, morteros, o con aglomerantes asfálticos, etc.
• El mismo uso reciben algunas arenas sueltas, fundamentalmente en morteros con cemento o cal.
• En cuanto a las rocas ya consolidadas, las areniscas bien cementadas se han utilizado también en construcción, como “piedra de corte”, debido a su fácil labra. No obstante, es una roca a menudo muy problemática por su alterabilidad.
• Otros usos de las arenas y areniscas más puras (arenas silíceas) están en las industrias del vidrio y del silicio.
• Por su parte, las variedades arcillosas se emplean fundamentalmente como materia prima en la industria cerámica. En este caso, la naturaleza de los minerales que componen estas rocas y sus caracteres texturales y estructurales permiten definir su mejor uso dentro de una amplia gama: ladrillería, cerámica estructural, gres, etc.
• Las pizarras, por su parte, como rocas intermedias entre sedimentarias y metamórficas procedentes de la consolidación de lutitas, se emplean para cubiertas (las de mayor calidad) y para solados y zócalos rústicos (las de menor calidad).

Yacimientos de tipo placer

Determinados minerales de interés económico que componen las rocas son muy resistentes a la meteorización física y química, pero a menudo en estas rocas no resulta rentable su explotación minera. Esto es debido a dos factores: su baja ley en la misma, y la necesidad de realizar una explotación completa de la roca, incluyendo además un proceso de concentración a menudo problemático. En los yacimientos de tipo placer se produce de forma natural la separación y concentración de estos minerales en sedimentos no consolidados, lo que abarata muy considerablemente su aprovechamiento minero.

Por otra parte, como en el caso anterior tenemos por un lado los placeres en sedimentos recientes, de sistemas fluviales o de playas, y por otro, los llamados paleoplaceres, rocas sedimentarias de origen fluvial o costero que pueden contener concentraciones detríticas del mineral o minerales de interés minero. Los primeros se explotarán en superficie, mediante arranque y carga directos, mientras que los segundos necesitarán una minería de mayor coste, ya sea a cielo abierto o subterránea.

La separación de la fase mineral de interés económico tiene lugar como consecuencia de la meteorización diferencial de los minerales que forman la roca. Como ya sabemos, y en función de factores climáticos y meteorológicos, este proceso hace que la roca se desgrane, por la destrucción de algunos de sus componentes minerales. Los que no se destruyen, por ser resistentes a la meteorización existente en esa área y momento geológico, son arrastrados por el agua o el viento, es decir, se movilizan, pasan a sufrir el proceso de transporte. Es importante resaltar el hecho de que el hecho de que un determinado mineral se meteorice o no depende de las condiciones externas imperantes en cuanto al clima o la composición de la atmósfera. Hasta fechas recientes ha sido objeto de controversia el determinar si la uraninita presente en los yacimientos de tipo placer de la cuenca de Witwatersrand (RSA) tenía origen detrítico o no; en la atmósfera actual eso es impensable, la uraninita en condiciones oxidantes se meteoriza con gran facilidad, liberando U⁶⁺. Sin embargo, en la atmósfera del Precámbrico, cuando estos yacimientos se formaron, no había apenas oxígeno, era una atmósfera reductora, en la que la uraninita pudo actuar como mineral detrítico, al no sufrir meteorización.

La concentración de los minerales tiene lugar como consecuencia de su diferencia de densidad respecto al resto de minerales arrastrados por el medio de transporte: estos minerales suelen ser metálicos, con lo que su densidad es muy superior a la del resto. Ello condiciona que se concentren en puntos concretos del curso fluvial (figura), o que el viento deje de arrastrarlos antes que al resto, o que se concentren preferencialmente en determinados puntos de una playa.

En cuanto a los minerales que solemos encontrar formando este tipo de yacimientos, tenemos que mencionar en primer lugar a los metales nobles nativos: oro, plata y platinoson, sin duda, los más conocidos. En este caso, además, el oro en particular se acreciona para dar origen a las pepitas, aumentando su tamaño con el grado de evolución a lo largo del transporte. Otros minerales comunes en estos yacimientos son: casiterita, ilmenita, rutilo, monacita, granate, entre otros. También algunas gemas, como el diamante, el rubí o el zafiro, pueden aparecer en este tipo de yacimientos.

Pepita de oro

Otros yacimientos en rocas detríticas

Las rocas detríticas, y en particular las areniscas, a menudo contienen concentraciones de minerales de interés minero que no se han depositado conjuntamente con la roca, sino que se han introducido con posterioridad en la misma, aprovechando sus características de alta porosidad y permeabilidad. El origen concreto de estas concentraciones puede ser muy variado: desde la posibilidad de que se trate de fluidos mineralizados relacionados con procesos volcánicos que se infiltran en la porosidad de la roca, en la que se produce el depósito de los minerales (caso de los mineralizaciones de tipo Almadén, que vemos en el tema 11), hasta casos en los que determinados puntos de la formación arenosa actúan como trampa para iones metálicos. Estos se depositarían preferencialemente en esos puntos al ser arrastrados en disolución por las aguas que circulan por esa formación: caso de los yacimientos de uranio de tipo “roll-front“, en los que las trampas corresponden a áreas locales con condiciones reductoras, relacionadas con la concentración de materia orgánica (restos vegetales, fundamentalmente), que favorecen la reducción del ión U⁶⁺, muy móvil en condiciones atmosféricas, a U⁴⁺, mucho menos móvil. La figura adjuntamuestra un esquema de este tipo de yacimientos.

En cualquier caso, los más conocidos e importantes son las denominadas “formaciones de cobre en capas rojas“, entre las que destacan, por su importancia económica, las de los distritos de Kupferschiefer (Polonia), White Pine en Michigan (EEUU) y el cinturón cuprífero africano (Zambia-Zaire). El origen de estas mineralizaciones es controvertido, aunque en ningún caso se consideran como sedimentarios puros, sino diagenéticos, en relación con cuencas de tipo aulacógeno (rifts abortados).

Las rocas detríticas como almacén de fluidos

Las rocas detríticas gruesas (arenas/areniscas, gravas/conglomerados) están formadas, como sabemos, por granos, de formas más o menos regulares, lo que hace que entre estos granos exista una alta porosidad, en la que a menudo podemos encontrar fluidos, sobre todo agua, pero además otros, como petróleo o gas natural.

La presencia de los correspondientes fluidos en la roca obedece a distintos procesos: el agua puede ser de infiltración de agua de lluvia, o transportada por un río bajo su cauce visible, o almacenada durante el depósito de la roca en forma de fase intergranular. Los hidrocarburos naturales, por su parte, proceden de la liberación de la roca madre en la que se forman, y consecuente migración, hasta acumularse en estas rocas (rocas almacén).

Los parámetros litológicos que definen la posibilidad de aprovechar el fluido son dos: la porosidad y la permeabilidad.

La porosidad es el volumen de huecos de la roca, y define la posibilidad de ésta de almacenar más o menos cantidad de fluido. Se expresa por el porcentaje de volumen de poros respecto al volumen total de la roca (porosidad total o bruta).

Además de esta porosidad total, se define como porosidad útil la correspondiente a huecos interconectados, es decir, el volumen de huecos susceptibles de ser ocupados por fluidos. Este concepto de porosidad útil está directamente relacionado con el de permeabilidad. La diferencia entre porosidad total y porosidad útil expresa el agua (o fluido en general) inmovilizado dentro de la roca, y recibe la denominación de “agua irreductible” de la roca.

La porosidad útil es, en general, inferior en un 20-50% a la total, dependiendo, sobre todo, del tamaño de grano de la roca: cuanto menor sea este tamaño de grano, más baja será la porosidad útil respecto a la total. También influye la forma de los granos (ver figura).

La Permeabilidad representa la facilidad con la que una roca o formación permite a un fluido de viscosidad dada atravesarla. Viene definida por la fórmula de D’Arcy:

        K       dp                                -nV
V = – —- x —– , y por tanto K= – ——-
n       dL d                             p/dL

donde:

v = q/A= velocidad del fluido o flujo a través de unidad de área medida en cm/sg o en cm³ x seg^-1 x cm^-2

K = permeabilidad

N = viscosidad medida en centiposises (1 poise= 1 g x cm^-1 x seg^-1)

dp/dL = gradiente de presión del fluido en la dirección del movimiento, en atmósferas/cm³.

En estas condiciones, la unidad de medida de la permeabilidad es el Darcy, generalmente demasiado grande para los almacenes de hidrocarburos, por lo que se utiliza el milidarcy (md).

Este parámetro depende, fundamentalmente, del tamaño medio y de la forma de los granos que constituyen la roca (ver figura).

Si el fluido es homogéneo, y no produce ninguna acción importante sobre la roca, se habla de permeabilidad absoluta; pero si en la roca existen varios fluidos, como es el caso de un yacimiento petrolífero, en el que podemos tener petróleo, agua y gas, se producen interferencias entre ellos que dan origen a permeabilidades efectivas para cada uno de los fluidos diferentes de sus permeabilidades absolutas.

Se define así como permeabilidad efectiva de un fluido la expresión de la propiedad de una roca o formación de ser atravesada por ese fluido en presencia de uno o varios otros fluidos. Depende por un lado de las características de la roca, y por otro, de las proporciones o porcentajes respectivos de los distintos fluidos presentes.

La permeabilidad relativa corresponde a la relación entre permeabilidad absoluta y efectiva. Para un fluido dado, varia en función directa con la saturación de ese fluido en la roca, y se expresa en tanto por uno de movilidad de un fluido respecto a otro.

En un sistema agua-crudo, la permeabilidad relativa del crudo es máxima, y muy próxima a 1, cuando la saturación del crudo es máxima (100 a 70-80%), y es mínima, mientras que la del agua se hace máxima, para baja saturación en crudo.

Como expresa la figura, la permeabilidad relativa del crudo decrece rápidamente con la disminución de la saturación en éste, pero la del agua permanece muy baja o nula hasta saturación en agua del orden del 45%. A partir de ese momento, crece muy rápidamente hasta alcanzar el valor 1 para una saturación del 100%.

En términos de producción, esto se traduce en que en un yacimiento petrolífero con bajo contenido inicial en agua, se podrá extraer petróleo sin agua; al ir aumentando el grado de extracción, al alcanzar una saturación en crudo del orden del 50-55%, se extraerá una mezcla de crudo y agua, en la que la proporción de la segunda irá aumentando progresivamente, hasta un valor de saturación en agua del 80-90%, momento en que solamente se extraerá agua (ver figura).

En definitiva, la permeabilidad condiciona el ritmo de extracción, así como los límites reales de la zona de la trampa que es posible explotar, lo que explica su importancia en el estudio de los almacenes de hidrocarburos.

Lecturas recomendadas

Force, E.R.; Eidel, J.J.; Maynard, J.B. (Eds.) (1991). Sedimentary and diagenetic mineral deposits: A basin analysis approach to exploration. Reviews in Economic Geology, Society of Economic Geologists. Vol. 5. 216 pg.

Guilbert, J.M.; Park, Ch.F. (1986). The geology of ore deposits. Freeman. 985 pg.

Macdonald, E.H. (1983). Alluvial mining: The geology, technology and economics of placers. Chapman & Hall. 508 pg.

Oyarzun, R. (1991). Yacimientos de uranio. In: Lunar, R.; Oyarzun, R. (Eds.). Yacimientos minerales: técnicas de estudio, tipos, evolución metalogénica, exploración. Ed. Centro de Estudios Ramón Areces. 493-507.

Tucker, M.E. (1991). Sedimentary petrology. Backwell Science. 260 pg.

Sawkins, F.J. (1984). Metal deposits in relation to plate tectonics. Springer-Verlag. 325 pg.

7.-Rocas y yacimientos sedimentarios carbonatados

Rocas carbonatadas

    Calizas

    Dolomías

    Otras

Yacimientos de minerales metálicos en rocas carbonatadas

Otras rocas y yacimientos de origen bioquímico

    Diatomitas

    Fosforitas

Lecturas recomendadas

7.- Rocas y yacimientos sedimentarios carbonatados

    Las rocas carbonatadas son rocas formadas mayoritariamente por carbonatos, cálcico (calcita en las calizas) o cálcico-magnésico (dolomita en las dolomías). De ellas, solo las calizas tienen un auténtico origen sedimentario, pues las dolomías se forman por procesos posteriores al depósito. Las rocas carbonatadas tienen un interés minero, que se sustenta en sus aplicaciones directas (por ejemplo, en la fabricación de cemento). También son interesantes desde el punto de vista geológico-minero por poder albergar concentraciones de minerales metálicos, e incluso agua y otros fluidos (petróleo y gas).

Rocas carbonatadas

Calizas

Las calizas son rocas originadas por un proceso de sedimentación directa. Esta sedimentación puede tener diversos orígenes, si bien la más común es la denominada precipitación bioquímica: el carbonato cálcico se fija (en general, en forma de aragonito) en las conchas o esqueletos de determinados organismos, ya sean macroscópicos (lamelibranquios, braquiópodos, gasterópodos…) (ver) microscópicos (foraminíferos) (ver), o nanoscópicos (cocolitos) (ver) y a su muerte, estas conchas o esqueletos se acumulan, originando un sedimento carbonatado. El aragonito, inestable en condiciones atmosféricas, se va transformando en calcita, y la disolución parcial y reprecipitación del carbonato cementa la roca, dando origen a las calizas. Otra forma de depósito es la fijación del carbonato sobre elementos extraños, como granos de cuarzo, o pequeños fragmentos de fósiles, dando origen a los oolitos (calizas oolíticas). También las algas fijan este compuesto, dando origen a mallas de algas o estromatolitos, que si se fragmentan y ruedan originan los pisolitos (calizas pisolíticas). Todas estas posibilidades dan origen a los diversos tipos de calizas.

Junto con el carbonato cálcico se suele producir el depósito de otros componentes, ya sean detríticos medio-finos (arena-limo), o finos (arcillas); el primer caso es propio de medio energéticos, caracterizados por la sedimentación de fragmentos de fósiles, o resedimentación de fragmentos de calizas ya más o menos consolidadas. Así se originan las denominadas calizas bioclásticas, o de intraclastos, respectivamente. En el segundo caso, se produce la floculación de las arcillas conjuntamente con el depósito de los carbonatos, ya que ambos son propios del depósito en aguas tranquilas, y se originan las denominadas margas, margocalizas, y calizas margosas, formadas por proporciones variables de caliza y arcilla.

En cuanto a sus aplicaciones, son relativamente numerosas:

• La más extendida es en la industria cementera: el cemento más común, el de tipo Portland, es una mezcla finamente pulverizada y debidamente dosificada de caliza y arcilla, que calentada en horno a temperatura entre 1.400 y 1.500ºC reacciona para dar un producto que recibe el nombre de clinker, al cual una vez enfriado se le adiciona una pequeña cantidad de yeso para obtener el producto final, que es el cemento.
• Otra aplicación común, aunque actualmente en retroceso, es la obtención de cal (CaO), por calcinación:

CaCO₃ + calor -> CaO + CO₂

Esta cal a su vez se utiliza para la limpieza y desinfección de fachadas (encalado), y como producto-base de otras aplicaciones en la industria química.

• Otra aplicación directa es como roca marmórea, para construcción: la mayor parte de lo que los marmolistas llaman mármoles no son tales rocas metamórficas, sino calizas poco o nada recristalizadas; tienen menor calidad que los mármoles auténticos, si bien mayor variabilidad textural, y por tanto, mayor variedad y vistosidad (rojo alicante, negro marquina, etc.).
• Una aplicación a resaltar, por su importancia creciente, es su utilización como lecho de procesos de combustión de carbón rico en azufre, ya que evita la movilización de éste mediante la formación de CaSO₄ (anhidrita).
• Otra aplicación común es como árido, sobre todo para la subbase de carreteras.

Es también interesante el comportamiento de estas rocas frente a los fluidos: las calizas suelen presentar escasa porosidad primaria, es decir, debido a la disposición original de sus elementos texturales, por lo que las calizas sanas y no fracturadas suelen tener escasa capacidad de almacenamiento de fluidos. Sin embargo, en determinadas condiciones (a bajas presiones y temperaturas) pueden responder a la deformación tectónica fracturándose, lo que les confiere una cierta porosidad secundaria. Además, el carbonato cálcico es soluble en agua, sobre todo en aguas cálidas, en las que existe ácido carbónico disuelto como consecuencia de las reacciones:

CO₂ + H₂O -> H₂CO₂

H₂CO₃ + CaCO₃ -> Ca²⁺ + 2 HCO₃^–

Ello hace que bajo la acción del agua, ya sea superficial o subterránea, las formaciones de calizas desarrollen los denominados procesos kársticos, que implican la formación de cuevas y cavernas, formas de disolución (lapiaces y cárcavas) o de hundimiento superficial (dolinas), etc., así como la forma de relieve más característico, el torcal. Además, en estas formaciones kársticas se puede acumular agua en grandes volúmenes: son excelentes acuíferos subterráneos, aunque también son formaciones poco adecuadas para almacenar aguas superficiales, que suelen infiltrarse con gran facilidad a través de sumideros, dolinas, etc.

 Ver datos de producción española

Dolomías

Las dolomías se originan como consecuencia de procesos postsedimentarios: las calizas, formadas por los procesos antes descritos, pueden ponerse en contacto con aguas enriquecidas en magnesio, lo que da origen al proceso llamado de dolomitización:

2 CaCO3 + Mg²⁺ → CaMg(CO3)2 + Ca²⁺

Al ser la dolomita más densa y de estructura cristalina más compacta que la calcita, este proceso implica un aumento del volumen de huecos de la roca, es decir, de su porosidad.

Texturalmente las dolomías no presentan apenas variabilidad, al tratarse de rocas recristalizadas. Todo lo más, pueden preservar relictos texturales de la caliza original.

En cuanto a sus aplicaciones, las dolomías se utilizan como piedra de construcción y ornamentación, y también en la fabricación de ciertos cementos. En la industria química, en la obtención de magnesia [(OH)₂Mg], que se emplea en la preparación de revestimientos refractarios siderúrgicos. También tiene aplicación como mena del magnesio metálico.

Las dolomías, a diferencia de las calizas, no son solubles en agua, lo que impide el desarrollo de los procesos kársticos sobre ellas. Si tienen una cierta capacidad de almacenamiento de fluidos, relacionada con la porosidad secundaria que desarrollan durante el proceso de dolomitización.

Ver datos de producción española

Otras rocas carbonatadas

Además de las calizas y dolomías, hay otras rocas formadas mayoritariamente por carbonatos, aunque son mucho menos frecuentes, y a menudo están originadas por otro tipo de procesos, no sedimentarios (reemplazamientos). Entre ellas destacan las rocas de magnesita y de siderita, de interés minero por ser importantes menas de magnesio e hierro, respectivamente.

Yacimientos de minerales metálicos en rocas carbonatadas

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.

Esquema de los yacimientos de Silvermines-Ballynoe (Irlanda), pertenecientes al

tipo Mississippi Valley

Otras rocas y yacimientos de origen bioquímico

Además de las calizas, hay otra serie de rocas que son producto de la acumulación de minerales que los organismos incorporan a sus conchas o piezas esqueletales. Entre ellos tenemos las diatomitas y las fosforitas.

Diatomitas

Las diatomitas son rocas silíceas, formadas como consecuencia de la acumulación de caparazones de diatomeas, que son algas microscópicas, propias de aguas tanto marinas como dulces, cuyo caparazón (o frústula) está constituido por sílice amorfa. Esta acumulación se produce en medio sedimentarios extensos y poco profundos, en los que el agua contenga abundantes nutrientes y sílice. Además, debe tratarse de medios protegidos de los aportes terrígenos, para que la acumulación sea suficientemente rica en los restos silíceos.

Frústulas de diatomeas

La mayor o menor pureza de la diatomita condiciona sus aplicaciones. Las de mayor calidad son las más ricas en sílice (95% SiO₂), mientras que las impurezas, normalmente de carbonatos, minerales de la arcilla, óxidos de hierro, materia orgánica, disminuyen su aplicabilidad.

Sus aplicaciones están relacionadas con sus propiedades físicas: baja densidad, alta porosidad, alta capacidad absorbente (que aumenta al calcinar la roca), baja conductividad térmica, alto punto de fusión (entre 1.400 y 1.700ªC), y moderado poder abrasivo. Así, sus aplicaciones concretas son las siguientes: Como filtros y clarificadores de grandes volúmenes de líquidos; en procesos químicos y metalúrgicos; en la producción de alimentos, productos farmacéuticos, etc.; como carga, aislante, absorbente, aditivo en cementos, fuente de sílice reactiva, entre otras.

En cuanto a producción, en España existen yacimientos de diatomitas relativamente importantes, en especial en el Sur y Sudeste de la península, en formaciones marinas o continentales terciarias, en concreto en la Cuenca del Guadalquivir y en la zona Prebética manchega (Sierra de Alcaraz, Albacete). Las únicas en actividad en la actualidad son las de Albacete, con una producción anual de unas 75.000 t.

Fosforitas

Las fosforitas son rocas que contienen al menos un 20% de P₂O₅, en forma de flourapatito criptocristalino (“colofana”), que suelen aparecer como capas de espesor variable, de aspecto semejante al de muchas capas de calizas fosilíferas o pisolíticas, aunque con colores más oscuros.

Su origen es aún objeto de debate, pero parece evidente que se forman bajo las siguientes condiciones: 1) presencia de surgencias (upwellings) de aguas frías ricas en fósforo inorgánico disuelto (DIP en inglés); y 2) presencia de una plataforma marina, somera y con aguas cálidas, en la que se produce la acumulación del fosfato orgánico. El fósforo, un nutriente esencial, dispara la formación del fitoplancton, el cual a su vez, al ser la base de la cadena trófica marina, multiplica la vida de organismos superiores (p.ej., peces). Tanto el fitoplancton como los peces al morir van a parar al fondo de la plataforma, sufriendo sus partes orgánicas una degradación que supone la acumulación de sus esqueletos. El continuo reflujo de fósforo por las surgencias produce una continua transformación de estos esqueletos en hidroxi- y flúor-apatito. También pueden formarse como consecuencia de procesos diagenéticos de reemplazamiento de calizas por el apatito, por sustitución del anión carbonato por el fosfato.

Se explotan para su tratamiento con ácido sulfúrico para la obtención de fertilizantes (superfosfatos). Las principales áreas productoras, en el Sahara ex-español (Fos-Bucraa) y en Estados Unidos (Florida y Wyoming-Idaho). En España, fosforitas atípicas, de origen turbidítico y de edad precámbrica en la zona Norte de la Provincia de Ciudad Real y Sur de la de Toledo (Fontanarejo-Horcajo de los Montes-Robledo del Mazo), que no han llegado a ponerse en explotación hasta la fecha.

Lecturas recomendadas

Arias Prieto, D. (1992). Geoquímica y mineralogía del yacimiento de Pb-Zn de Rubiales (Lugo). In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 969-984.

Bustillo Revuelta, M. (1992). Los yacimientos de Pb-Zn del tipo “Mississippi Valley”: Visión global. In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 939-946.

Evans, A.M. (1993). Ore geology and industrial minerals: An introduction. Blackwell Science, 389 pg.

Guilbert, J.M.; Park, Ch.F. (1986). The geology of ore deposits. Freeman. 985 pg.

Krauskopf, K.B.; Bird, D.K. (1995). Introduction to geochemistry. McGraw-Hill International Editions. 647 pg.

Seebold, I.; Fernández, G.; Reinoso, J.; Alonso, J.; Escayo, M.A.; Gómez, M. (1992). Yacimientos estratoligados de blenda, galena y marcasita en dolomías: Mina de Reocín (Cantabria). In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 949-968.

Tucker, M.E. (1991). Sedimentary petrology. Backwell Science. 260 pg.

8.- Rocas y yacimientos de precipitación química

Evaporitas marinas

Evaporitas lacustres

Sulfato sódico

Arcillas fibrosas

Evaporitas de medios desérticos

Yacimientos de azufre

Evaporitas y halocinesis o diapirismo

Yacimientos de hierro

    Formaciones de hierro bandeadas (BIF)
Ironstones

Yacimientos de manganeso

Lecturas recomendadas

8.- Rocas y yacimientos de precipitación química

    La precipitación química directa de los iones contenidos en las aguas que rellenan las cuencas sedimentarias da origen a diversos tipos de yacimientos, entre los cuales los más característicos son los de evaporitas. En el resto de los casos, y en especial en el caso de yacimientos metálicos, la presencia de estos iones en el agua de la cuenca correspondiente a menudo está relacionada con actividad volcánica, lo que hace que este tipo de yacimientos se agrupen como volcano-sedimentarios, o exhalativo-sedimentarios. No obstante, algunos de ellos sí se describen como relacionados con procesos sedimentarios sin participación volcánica, como es el caso de los nódulos de manganeso de los fondos abisales.

Las rocas evaporíticas son las principales rocas químicas, es decir, formadas por precipitación química directa de los componentes minerales. Suelen formarse a partir del agua de mar, si bien también existen evaporitas continentales, formadas en lagos salados, o en regiones desérticas que se inundan esporádicamente.

Se originan, por tanto, como consecuencia de la evaporación de aguas conteniendo abundantes sales en disolución. Al alcanzarse, por evaporación, el nivel de saturación en las sales correspondientes, se produce la precipitación del mineral que forma ese compuesto. A menudo se producen precipitaciones sucesivas: en un primer momento precipitan las sales menos solubles, y cuando aumenta la evaporación van precipitando las más solubles.

Evaporitas marinas

    Los mares contienen la mayor proporción de sales. En concreto, el contenido medio en sales de los mares es del siguiente orden:

    La salinidad media del agua del mar es del orden de 3.5%, valor que es relativamente homogéneo en términos de grandes océanos. Este valor se hace mayor es determinados casos, alcanzando valores de incluso el 30%.

Para que se pueda producir la concentración de las sales que lleve a la saturación, debe darse un mecanismo que favorezca la evaporación del agua en volúmenes reducidos, y sin comunicación con el mar que renueve el agua de concentración normal. Esto se produce en un tipo determinado de medios sedimentarios: las albuferas, en las que existe un brazo de mar individualizado del mismo por una barra de arena, que permite ocasionalmente el paso del agua, pero la aísla durante largos periodos de tiempo. En estas condiciones, y bajo una fuerte insolación, el agua se evapora, aumentando progresivamente la concentración en sales, hasta que durante una tormenta o una pleamar especialmente intensa vuelve a introducir agua de mar en la cuenca, reiniciando el proceso.

En cualquier caso, el contenido medio en sales de los mares y océanos permite establecer la naturaleza de las sales que precipitan a partir del agua de mar: en primer lugar se alcanza la saturación en sulfato cálcico, que es el menos soluble, así que serán yeso o anhidrita los primeros minerales que precipiten. A continuación se produce la saturación en cloruro sódico, produciéndose la precipitación de halita. Por último precipitan los cloruros de potasio y magnesio (silvina, carnalita…), que son los más solubles. A menudo estos minerales aparecen constituyendo capas dentro de las formaciones evaporíticas, con yeso en las capas basales, halita en las intermedias, y sales potásicas y magnésicas en las más altas (ver figura).

Sobre este modelo general, en cada cuenca concreta suele darse un predominio de unos u otros minerales: en algunos casos será el yeso (a menudo acompañado de anhidrita) el mineral mayoritario, lo que permite su explotación, en otros, el cloruro sódico (halita), y en otros, los cloruros de potasio y magnesio [silvina (KCl), carnalita (KMgCl₃ · 6 H₂O), polihalita (K₂Ca₂Mg(SO₄)₄ · 2 H₂O, como más importantes].

Este último tipo constituye los yacimientos de este grupo de mayor valor económico, los denominados yacimientos potásicos, de los que se extraen las sales potásicas o “potasas”, para su uso como fertilizante. Para que se formen este tipo de yacimientos, se requieren condiciones geológicas y climáticas muy extremas: cuencas relativamente profundas, de ambiente marino confinado, y sometidas a condiciones climáticas de gran aridez.

En cuanto a las aplicaciones de este tipo de rocas, son tan variadas como su propia naturaleza: las ricas en yeso se explotan para obtener material de construcción (la escayola, obtenida por calcinación del yeso), las ricas en halita, para obtener cloruro sódico, para su empleo industrial en la obtención de cloro y sus derivados, y sosa y sus derivados, así como para la industria alimentaria, mientras que las sales potásicas se explotan para obtener fertilizantes, como ya se ha expresado, y para fabricación de jabones, vidrios especiales, cerámicas.

Yacimientos importantes a nivel mundial son los de Rusia (Solikamsk en los Urales, Soligorsk en Bielorrusia), Canadá (Saskatchewan y New Brunswick) Alemania (Hannover y Stassfurt). Es España los yacimientos evaporíticos más importantes se localizan en las series Terciarias de la zona externa del Pirineo – Valle del Ebro(Suria-Cardona), en la Cordillera Cantábrica (Cabezón de la Sal), y en general, en las cuencas marinas terciarias, como la depresión del Guadalquivir.

Datos de producción española de yeso, halita, sales potásicas.

Evaporitas lacustres

Los lagos contienen por lo general aguas dulces, pero en ocasiones pueden llegar a contener aguas ricas en sales, que pueden ser distintas a las que encontramos en el mar, al menos cuantitativamente. En concreto, tres son los tipos de yacimientos minerales que pueden formarse a partir de las aguas de lagos salinos intracontinentales: depósitos de sales sulfatadas sódicas (thenardita, glauberita) o magnésicas (epsomita), depósitos de carbonatos alcalinos (trona, natron), y depósitos de arcillas especiales (sepiolita, palygorskita). De ellos tienen importancia sobre todo los de sulfato sódico y arcillas especiales.

Los de sulfato sódico constituyen acumulaciones estratificadas de estos minerales (thenardita y glauberita mayoritarios, a menudo acompañados de otras sales, como halita, yeso, polihalita, y otros sulfatos más o menos complejos e hidratados de Na, Ca y Mg, fundamentalmente, a menudos interestratificados también con niveles arcillosos.

Se explotan para la extracción del sulfato sódico puro, que se emplea sobre todo en la fabricación de detergente sólido, en sustitución de los fosfatos, que producen efectos medioambientales indeseados (eutrofización). También, en la fabricación del papel kraft, y de vidrios especiales.

Las principales áreas de explotación de estos yacimientos son los lagos salinos del Norte-Centro de EE.UU. y Sur-Centro de Canadá (el Gran Lago Salado, de Salt Lake City, Utah, como más importante), el Lago Searles. En España existen también importantes yacimientos de este tipo, intercalados en los sedimentos terciarios de las cuencas de Madrid (los más importantes: Villaconejos, M. y Villarrubia de Santiago, Toledo) y del Ebro (Alcandrade-Arrúbal, La Rioja y San Adrián, Navarra).

Producción española

El otro tipo de yacimientos que pueden formarse en este tipo de cuencas son los de arcillas especiales, fibrosas (sepiolita–palygorskita). En concreto, se señala que la palygorskita es característica de ambientes marinos, mientras que la sepiolita lo es de ambientes continentales. El origen estaría en la precipitación química directa de este mineral en medios evaporíticos atípicos (fundamentalmente pantanos de regiones áridas) caracterizados por la escasez de aniones cloruro y sulfato y la abundancia de cationes, especialmente Mg. Suelen constituir masas lentejonares, de espesor y continuidad lateral variable, intercaladas entre materiales detrítico-carbonatados, a menudo directamente relacionados con secuencias evaporíticas típicas.

Datos de producción española de sepiolita y palygorskita.

Evaporitas de medios desérticos

En los grandes desiertos la meteorización química actúa generando sales solubles que quedan durante largos periodos de tiempo sobre las rocas a partir de las cuales se forman. Pero cuando se producen lluvias torrenciales, escasas pero no excesivamente infrecuentes en estos climas, se produce el lavado de estas sales, que forman grandes charcas, que al cesar las lluvias se evaporan rápidamente y producen la concentración de las sales arrastradas.

En estas condiciones se forman concentraciones salinas de composición muy variable, en función de la naturaleza de las rocas existentes en la zona. Ejemplos conocidos son el Salar de Atacama, en Chile, en el que se produce la concentración de halita enriquecida en elementos como Mg, K, Li y B (ver la gama de productos), el Valle de la Muerte, en el Desierto de Mojave (SE de California, EE.UU.), en el que el mineral concentrado es el bórax, o las zonas desérticas de alta montaña (Himalaya) de Cachemira (India), en la que también se localizan lagos ricos en depósitos de bórax.

Yacimientos de azufre

El azufre nativo a menudo se encuentra asociado a los yacimientos de yeso evaporítico, como consecuencia de la acción de bacterias sulforreductoras, que transforman el sulfato en sulfuro, que se reduce a su vez para dar azufre nativo. Se forman así concentraciones masivas de azufre sedimentario, que junto con las de origen volcánico constituyen los principales tipos de yacimientos de este elemento. No se pueden considerar, por tanto, yacimientos químicos en sentido estricto, sino bioquímico, aunque aparecen asociados a los yacimientos químicos de evaporitas.

Es interesante describir brevemente el método de explotación utilizado para este elemento: el denominado “método Frasch“, consistente en la inyección de agua sobrecalentada o de vapor de agua en las formaciones que contienen este elemento, debido a que éste funde a 112ºC, y a 160ºC constituye un líquido de viscosidad muy baja, que fluye con gran facilidad y puede ser bombeado hasta superficie.

Evaporitas y halocinesis o diapirismo

Un carácter común en los yacimientos de evaporitas, que afecta a su morfología respecto a las series sedimentarias que los albergan, es que pueden haber sufrido los efectos del proceso denominado diapirismo o halocinesis, es decir, el movimiento de las masas salinas a lo largo de series sedimentarias para dar origen a los denominados diapiros.

Este fenómeno está relacionado con dos características típicas de estos materiales: su baja densidad y su comportamiento mecánico, de carácter viscoso. De esta forma, cuando una capa potente, o toda una formación de estos materiales intercalados entre otros más densos sufre una incipiente deformación tectónica que implica la formación de un bucle, se produce una cierta migración de material hacia la zona del bucle que incrementa localmente el espesor de la capa o formación en ese punto. Este aumento de potencia implica también un aumento de volumen, y a su vez, un aumento del empuje de Arquímedes producido por la diferencia de densidad entre estas rocas y las situadas por encima y debajo, que se traduce en el desencadenamiento de un proceso de ascenso de los materiales, formado el diapiro propiamente dicho. La morfología final de estos diapiros puede ser muy variada, en función de distintos factores, entre los que destacan la potencia original de la capa o formación salina, y la naturaleza y comportamiento mecánico de las rocas suprayacentes, afectadas por el proceso de halocinesis.

Este proceso es, por tanto, el responsable de que las evaporitas, a pesar de tratarse de rocas sedimentarias, a menudo formando parte de series sedimentarias de regiones muy poco afectadas por deformación tectónica, no se encuentren constituyendo capas horizontales, perfectamente interestratificadas en las series originales, sino formando estas estructuras, de morfologías más o menos complejas, y que incluso pueden mostrar actividad a escala de observación directa, como es el caso, por ejemplo, del diapiro de Cardona (Barcelona), en el que se registran ascensos anuales de 5 a 10 mm.

Yacimientos de hierro

El hierro, en forma de óxidos e hidróxidos, constituye un metal que se acumula en determinados medios sedimentarios, dando origen a yacimientos que llegan a ser de enormes dimensiones. En el detalle, existe una gran variedad de tipos de concentraciones de óxidos/hidróxidos de hierro de origen sedimentario, que van desde las grandes acumulaciones de tipo BIF, hasta las pequeñas costras ferruginosas que se forman en algunas fuentes, o los nódulos de goethita que se forman en medios pantanosos (“hierros de los pantanos”). De entre todas estas variedades, las de mayor interés minero son dos: las de tipo BIF, y los denominados “ironstones“.

Los BIF (Banded Iron Formations) o Formaciones de hierro bandeadas, corresponden a alternancias milimétricas a centimétricas de óxidos de hierro con jaspes (foto 1). Llegan a tener decenas de metros de espesor (foto 2), y contienen óxidos e hidróxidos de hierro: hematites en los que no han sido afectados por metamorfismo regional, y magnetita en los que sí han sufrido este proceso (la mayor parte)

    

El origen de estos yacimientos tipo BIF ha sido objeto de debate hasta fecha reciente, en que se ha establecido su origen como probablemente relacionado con el cambio en el quimismo de la atmósfera terrestre: originalmente ésta no contenía oxígeno, siendo por tanto de carácter reductor. En estas condiciones, el hierro presente en las rocas era fácilmente puesto en disolución en forma de Fe²⁺, altamente soluble. De esta forma, los océanos terrestres llegarían a contener grandes cantidades de hierro en disolución. Con la aparición de la vida, las bacterias primitivas comenzarían a generar oxígeno como consecuencia de su metabolismo fotosintético, consumiendo CO₂ y agua para producir oxígeno. La concentración de éste en el aire iría aumentando, y dio origen a la posibilidad de oxidar al hierro disuelto en los océanos, dando origen a óxidos e hidróxidos (hematites-goethita) que precipitarían para dar estas Formaciones.

Los Ironstones corresponden a capas de espesor métrico de óxidos e hidróxidos de hierro con texturas oolíticas que aparecen intercalados en secuencias marinas someras, de calizas limos y areniscas, de edades variadas. Su origen es aún discutido, y podrían haberse formado como consecuencia de la erosión y redepósito de formaciones lateríticas.

Yacimientos de manganeso

    Los óxidos de manganeso constituyen yacimientos de tipología muy variada, que van desde tipologías epigenéticas, filonianas, a claramente sedimentarias, y dentro de esta categoría podemos di ferenciar entre los estrictamente sedimentarios, no ligados a actividad volcánica, y los claramente relacionados con ésta, que se estudian en el capítulo 11.

A su vez, los yacimientos puramente sedimentarios de manganeso pueden ser de dos tipos claramente diferenciados:

1. Los que se localizan en áreas marginales de cuencas euxínicas (reductoras), que constituyen acumulaciones pisolíticas u oolíticas de estos minerales (normalmente, pirolusita y criptomelana), a menudo asociados con carbonatos de manganeso (rodocrosita), que llegan a ser también explotables.
2. Los que se localizan en los fondos oceánicos profundos, que constituyen acumulaciones nodulares de óxidos de Mn, a menudo con ciertos contenidos en Cr y ¿qué mas?. Su formación parece estar relacionada con actividad hidrotermal submarina, aunque no en su proximidad inmediata.

Lecturas recomendadas

Alonso, H.; Risacher, F. (1996) Geoquímica del Salar de Atacama, parte 1: origen de los componentes y balance salino. Revista Geológica de Chile, 23-2, 113-122.

Galán, E. (1992). Palygoskita y sepiolita. In: J. Gacía Guinea & J. Martínz Frías (eds.) Recursos Minerales de España. Ed. Consejo Superior de Investigaciones Científicas, Madrid, 71-94.

García del Cura, M.A.; Ordóñez, S. (1991). El sulfato sódico natural: Características generales y yacimientos. In: R. Lunar & R. Oyarzun (eds.) Yacimientos minerales. Técnicas de estudio – Tipos – Evolución metalogénica – Exploración. Ed. Centro de Estudios Ramón Areces, Madrid, 1211-1228.

Ordóñez, S.; García del Cura, M.A. (1991) El sulfato sódico natural en España: Las sales sódicas de la Cuenca de Madrid. In: R. Lunar & R. Oyarzun (eds.) Yacimientos minerales. Técnicas de estudio – Tipos – Evolución metalogénica – Exploración. Ed. Centro de Estudios Ramón Areces, Madrid, 1229-1250.

Ortí, R.; Rosell, L.; Salvany, J.M. (1991). Depósitos evaporíticos de España: Aspectos geológicos y recursos.In: R. Lunar & R. Oyarzun (eds.) Yacimientos minerales. Técnicas de estudio – Tipos – Evolución metalogénica – Exploración. Ed. Centro de Estudios Ramón Areces, Madrid, 1171-1210.

Ramírez, A. (1991). Yacimientos potásicos. In: R. Lunar & R. Oyarzun (eds.) Yacimientos minerales. Técnicas de estudio – Tipos – Evolución metalogénica – Exploración. Ed. Centro de Estudios Ramón Areces, Madrid, 645-672.

Risacher, F.; Alonso, H. (1996). Geoquímica del Salar de Atacama, parte 2: Evolución de las aguas. Revista Geológica de Chile, 23-2, 123-134.

Salvany, J.M.; Ortí Cabo, F. (1991) El yacimiento glauberítico de Alcanadre: Procesos sedimentarios y diagenéticos (Mioceno Inferior, Cuenca del Ebro).In: R. Lunar & R. Oyarzun (eds.) Yacimientos minerales. Técnicas de estudio – Tipos – Evolución metalogénica – Exploración. Ed. Centro de Estudios Ramón Areces, Madrid, 1251-1274.

9.- Recursos energéticos de origen orgánico

Hidrocarburos naturales

Gas natural

El crudo ó petróleo líquido

Los hidrocarburos sólidos

El carbón

Composición y propiedades

Clasificación del carbón

Origen

Carbonización o coalificación

Lecturas recomendadas

9.- Recursos energéticos de origen orgánico

    Se incluyen aquí fundamentalmente el carbón y los hidrocarburos naturales (petróleo y gas), que se forman no como consecuencia de la acumulación de los restos inorgánicos de organismos (sedimentación bioquímica, que hemos visto en el Tema 7), sino de la acumulación, degradación y evolución de los propios restos orgánicos de estos organismos. La principal diferencia entre los tipos señalados es que el carbón se forma fundamentalmente a partir de restos de vegetales superiores (hojas, tallos, troncos…), mientras que petróleo y gas se forman a partir de microorganismos (plancton, algas, bacterias…).

Hidrocarburos naturales

El petróleo y el gas natural, los hidrocarburos fósiles, están constituidos casi exclusivamente por hidrocarburos, es decir, compuestos orgánicos, más o menos complejos, de Carbono e Hidrógeno, mezclados en proporciones diversas entre sí, y con otros compuestos químicos: su composición elemental se muestra en la Tabla 1.

En cuanto a
su composición molecular, es la siguiente:

1. Hidrocarburos
   saturados (50-60%)

1. n-alcanos
   (15-20%)

gaseosos: C₁ a C₄

líquidos: C₅ a C₁₅

sólidos: C_=>16

1. 2. Isoalcanos
      (10-20%)
   3. Cicloalcanos
      (20-40%)
2. Hidrocarburos
   no saturados (25-40%)
3. Resinas
   o asfaltenos (0-40%)

• Hidrocarburos no saturados (25-40%)
• Resinas o asfaltenos (0-40%)

Los Hidrocarburos naturales se originan como un paso intermedio de la degradación de la materia orgánica, en medio anaerobio, y en un rango concreto de presiones y temperaturas. El producto intermedio que da origen a estos productos, a partir de las rocas que lo contienen, recibe el nombre de kerógeno. Los hidrocarburos se forman en rocas arcillosas que contienen este kerógeno (rocas madre). Sin embargo, para poder ser explotables (extraíbles por bombeo), estos hidrocarburos han de migrar a rocas porosas y permeables (las rocas almacén) y quedar atrapados por algún mecanismo que impida que la migración los lleva hasta la superficie: las trampas petrolíferas. Estas pueden ser de muy diversos tipos, aunque las más comunes corresponden a pliegues anticlinales. La figura 1 muestra una trampa mixta, formada por un anticlinal y un a falla, mientras que la figura 2, muestra a su vez la distribución de las reservas mundiales de crudo en grandes yacimientos en los diferentes tipos de trampas, observándose como la mayor parte corresponde a las estructuras anticlinales.

La explicación a esta diferencia está en que, como muestra la figura 3, los anticlinales actúan a modo de bóvedas, abarcando una amplia zona receptora, mientras que otras, como los cambios de facies, recogen únicamente crudo procedente de la propia capa, o de las inmediatamente adyacentes.

Los hidrocarburos en la naturaleza aparecen en tres formas principales:

• Como gas natural
• Como petróleo crudo, líquido
• Como arenas asfálticas (tar sands) y pizarras bituminosas (oil shales).

Gas Natural

El gas natural se encuentra en dos tipos de yacimientos:

• Yacimientos de gas individualizado
• Yacimientos asociados a los de petróleo, en las zonas altas de los mismos, o en disolución en la fase líquida.

Los yacimientos de gas natural están compuestos fundamentalmente por metano, que llega a constituir hasta el 100% de los mismos (gas seco). Además, puede incluir otros hidrocarburos gaseosos, como etano, propano, butano, etc., en proporción decreciente con el número de Carbonos. Otros constituyentes, minoritarios pero frecuentes, son: H₂S, N₂, He, Ar, etc.

Su poder calorífico constituye la base de su interés económico. Es variable, según la composición específica del gas. El valor medio es de 38 a 40 megajulio/Kg, ó 9.500-10.000 Cal/gr.

El Crudo ó Petróleo líquido

Está constituido por hidrocarburos líquidos fundamentalmente, y puede tener en solución hidrocarburos gaseosos (los denominados crudos ligeros), o sólidos (crudos pesados). La constitución típica es la que se muestra en la primera parte del Tema. Otros constituyentes pueden ser: compuestos sulfurados en diversas formas orgánicas, compuestos nitrogenados, también de carácter orgánico, y compuestos oxigenados, como los ácidos grasos. Sus características físicas y económicas están muy relacionadas con la composición.

El carácter más importante de los crudos es su densidad, ya que es un reflejo directo de su composición química. Aumenta con el porcentaje de hidrocarburos y productos pesados, en especial de resinas y asfaltenos. Disminuye con la temperatura a la que se encontraba el petróleo en su ambiente de generación, lo que implica que los yacimientos profundos, enterrados a mayores profundidades, contendrán crudos menos densos.

La densidad se expresa en gr/ml, o en gr/cm³, o, más comúnmente, en grados API, que evolucionan inversamente:

– 1 gr/ml (igual que el agua) = 10º API (crudos pesados)

– 0.77 gr/ml = 50º API (crudos ligeros)

Este parámetro es un criterio muy representativo de la calidad económica del crudo, y se utiliza para fijar su precio. Los términos comerciales que se utilizan son: crudos ligeros (31.1ºAPI); medios (22.3-31.1ºAPI); pesados (10-22.3ºAPI) y extrapesados (<10ºAPI).

Por otra parte, su principal característica desde el punto de vista económico es su poder calorífico, que hace que sean utilizables como fuentes de energía. Este parámetro varía en función de la densidad, y, por tanto, de la composición química concreta:

11.700 – 11.100 cal/gr. para un crudo de 0.7 a 0.8

11.100 – 10.675 cal/gr. para un crudo de 0.8 a 0.9

10.675 a 10.500 cal/gr. para un crudo de 0.9 a 0.95

Así, el poder calorífico es mayor para los crudos ligeros que para los pesados.

Como comparación, una hulla presenta un poder calorífico entre 5.600 y 8.000 cal/gr, con lo que, a efectos de poder calorífico:

1,5 t carbón = 1 t petróleo = 1.000 m³ gas

La principal aplicación del crudo es para obtención de energía, a través de sus productos refinados: gasolina, gas-oil (diesel), fuel-oil, keroseno, etc. Otros usos: materia prima para la industria petroquímica (polímeros, etc.); materia prima para lubrificantes (aceites y grasas para motores); aglomerantes asfálticos (fracciones pesadas).

Los Hidrocarburos sólidos

Se incluyen aquí los hidrocarburos naturales de carácter sólido. Pueden ser de dos tipos diferentes: hidratos de metano, y bitúmenes y asfaltos.

Los hidratos de metano son poco abundantes, aunque actualmente se han localizado acumulaciones importantes en el límite plataforma continental – talud, cuya importancia económica y posibilidades de explotación aún están por determinar.

La familia de los bitúmenes es más importante, ya que aparece en dos tipos de yacimientos ya bien conocidos: arenas asfálticas (tar sands), y pizarras bituminosas (oil shales). Los bitúmenes se pueden definir, desde el punto de vista de explotación, como mezclas viscosas naturales de hidrocarburos de molécula muy pesada, y productos sulfurosos minoritarios. Su alta densidad y viscosidad impide su explotación convencional por bombeo.

Los hidrocarburos semirrefinados que se pueden extraer de los bitúmenes reciben el nombre de crudos sintéticos. Las rocas que contienen proporciones importantes de estos bitúmenes pueden ser de dos tipos: Arenas asfálticas y pizarras bituminosas.

Las Arenas asfálticas son rocas sedimentarias de tipo arenas gruesas, bien clasificadas, porosas y permeables, consolidadas o no, que contienen productos petrolíferos pesados, en las que el bitumen representa del orden del 18 al 20% en peso de la roca. Su viscosidad es muy elevada, por lo que no pueden ser recuperados por medios tradicionales. Desde el punto de vista geoquímico, están formadas fundamentalmente por asfaltenos y productos complejos ricos en nitrógeno, azufre, oxígeno, frente a productos saturados y ligeros.

Las pizarras bituminosas son rocas sedimentarias pelíticas (arcillosas), menos a menudo carbonatadas (margas), ricas en kerógeno y pobres en bitumen (0.5-5%), y capaces de producir hidrocarburos por pirólisis, a unos 500ºC. Ocasionalmente reciben la denominación de “esquistos bituminosos”, lo que resulta equívoco con respecto a su naturaleza petrográfica, puesto que nunca se trata de materiales metamórficos. La materia orgánica que contienen está formada por restos de algas lacustres o marinas. Su composición química es muy variable y compleja, generalmente con altas relaciones H/C (1.25-1.75), y con relaciones O/C entre 0.2 y 0.02.

 

El carbón

El carbón es una roca sedimentaria combustible con más del 50% en peso y más del 70% en volumen de materia carbonosa, formada por compactación y maduración de restos vegetales superiores, como consecuencia de la evolución de esta materia orgánica de origen vegetal que se acumula en determinadas cuencas sedimentarias.

Desde el punto de vista estratigráfico, es una roca sedimentaria organoclástica de grano fino, compuesta esencialmente por restos litificados de plantas, que aparece constituyendo secuencias características que reciben el nombre de ciclotemas.

Ciclotemas

Composición y propiedades

Dentro de la composición química del carbón se debe diferenciar entre los datos correspondientes a la estructura química del carbón, y los correspondientes a su composición elemental. Así mismo, es necesario diferenciar aquellos datos relacionados con la medida de algunos parámetros de importancia tecnológica. Otros parámetros de gran importancia en la actualidad son los referidos al contenido en elementos menores que puedan liberarse durante el proceso de combustión, y que pueden tener efectos nocivos para la salud humana o del medio ambiente.

Los parámetros tecnológicos que se utilizan para definir un carbón son: el contenido en humedad, la proporción de volátiles, el contenido en cenizas, y el poder calorífico.

El contenido en humedad es el contenido en agua libre, y se determina por la pérdida de peso relativa de la muestra calentada a 107ºC durante una hora en una atmósfera inerte.

La proporción de volátiles viene dada por la pérdida de peso de una muestra seca por calentamiento a temperaturas entre 875 y 1050ºC fuera del contacto con el aire.

El contenido en cenizas se determina por combustión en aire; el residuo, expresado como tanto por ciento con respecto del peso original de la muestra, constituye la expresión de este parámetro. Sería un fiel reflejo del contenido en materia mineral de un carbón, de no ser por el hecho de que en la fracción inorgánica de éste pueden existir carbonatos y sulfuros que se descomponen a esas temperaturas.

El poder calorífico es el calor que se libera durante la combustión de una muestra de carbón. Se determina por combustión dentro de un calorímetro.

Otra propiedad importante del carbón es su densidad, que se relaciona de forma directa con su contenido en cenizas. Todos los procesos de lavado y concentración de carbones se basan en el aprovechamiento de esta propiedad.

Desde el punto de vista elemental, el carbón está constituido fundamentalmente por C, H y O, con proporciones menores de N y S.

Clasificación del carbón

El carbón se clasifica según diversos criterios:

– Tipo: diferencias en el tipo y clase de material vegetal que contenga, traducida a los denominados componentes macroscópicos del carbón: fusita, durita, clarita y vitrita.

– Rango: diferencias en el grado de evolución o carbonización que haya sufrido, debidos a las condiciones de presión y temperatura a que hayan estado sometidos. Es la evolución de turba a lignito, hulla y antracita.

– Grado: clasifica el carbón en función del nivel de impurezas (cenizas) que contenga.

Origen:

El origen del carbón está en relación evidente con la acumulación de materia vegetal superior (troncos, ramas, hojas) en cuencas marinas o continentales. Los parámetros que definen la posibilidad de acumulación de la materia vegetal que va a dar origen al carbón son similares a los que permiten la acumulación de microorganismos para dar lugar al petróleo:

– Medios protegidos del influjo detrítico: la abundancia de depósitos detríticos resta calidad al carbón, y favorece la degradación de las plantas que se acumular conjuntamente.

– Profundidad adecuada del medio, para evitar oxidación y permitir la acumulación vegetal.

– pH bajo de las aguas, dado que un pH mayor de 5 produce la degradación de la materia vegetal.

– Subsidencia continuada del fondo, para mantener unas condiciones uniformes a lo largo del tiempo.

Esta acumulación se puede producir en el propio medio de vida de las plantas, o en medios distintos al de formación, como deltas, estuarios o albuferas. Esto permite diferenciar carbones autóctonos, formados en el propio medio de vida, y aloctónos, formados en un medio diferente al de vida: la materia vegetal ha sufrido un transporte, más o menos largo.

Según el tipo de medio de formación, también se diferencian los carbones límnicos (formados en medios lacustres), y parálicos (formados en medio marino).

En concreto, los medios en los que pueden darse procesos de acumulación de materia vegetal son:

– Marismas, saladas o salobres. Son zonas con comunicación ocasional con el mar, en que se puede producir una importante actividad biológica vegetal.

– Zonas pantanosas, ciénagas, canales, lagos y charcas intracontinentales, con vegetación de tipos diversos (herbácea, leñosa, etc.) según su profundidad, condiciones del fondo, temperatura de las aguas, etc.

– Manglares de las zonas tropicales.

– Ambientes fluviales y deltáicos.

Uno de los medios sedimentarios más favorables para la acumulación de materia carbonífera que da origen al carbón son los deltas, cuyas secuencias estratigráficas normales son muy semejantes a las propias de los ciclotemas, constituidas por alternancias de capas de carbón con material arcilloso o arenoso.

Un factor también importante es el paleoclima, o sea, el clima imperante en la época de formación del carbón. El más favorable es el paleoclima tropical, generador de vegetaciones exuberantes.

Otra cuestión importante en cuanto al origen del carbón es la edad de las series sedimentarias en que aparece: las plantas vasculares aparecen en el Silúrico, y pueblan la superficie de La Tierra en el Devónico. Ello implica que los yacimientos más antiguos de carbón conocidos sean de edad Devónica. Posteriormente, se dan yacimientos de carbón de todas las edades, pero hay períodos especialmente favorables:

Ello se explica por factores fundamentalmente paleoclimáticos, y de tipo de vegetación predominante en cada uno de los períodos.

Carbonización o Coalificación

Hace más de 100 años se enunciaba la llamada regla de Hill, según la cual a medida que se profundiza en una explotación de carbón, el contenido en volátiles disminuye. Esta idea simple es la base conceptual en la que se apoya la evolución de la materia orgánica durante el enterramiento subsiguiente a la sedimentación. Es un proceso esencialmente físico-químico, con participación biológica en las primeras etapas, que se conoce con el nombre de carbonización o coalificación.

Los factores que influyen en este proceso son: temperatura, presión y tiempo. Los dos primeros están relacionados con el enterramiento y con el gradiente geotérmico: en condiciones normales un enterramiento produce un aumento de presión debido al peso de los sedimentos suprayacentes, y un aumento de temperatura del orden de 33ºC/Km (gradiente geotérmico medio), si bien en zonas concretas este gradiente puede ser mucho más alto.

El factor tiempo tiene una importancia extraordinaria: la incorporación de la materia orgánica a los sedimentos se realiza a través de geles (geopolímeros), que sufren procesos de envejecimiento que les llevan primero a deshidratarse, luego a reordenarse y formar moléculas con mayor grado de orden, hasta dar formas cristalinas incipientes. Este proceso puede tener lugar independientemente de la temperatura y de la presión, siendo por tanto, solamente función del tiempo. Esto explica la formación de carbones en cuencas antiguas que no han sufrido enterramientos importantes, como es el caso de la de Puertollano.

El principal cambio que se produce en la coalificación (ver figura) es el incremento del contenido en carbono frente a volátiles y humedad, acompañado de pérdida de oxígeno en forma de H₂O y CO₂ (desde valores por encima del 20% hasta valores próximos a cero en las antracitas) y pérdida de hidrógeno en forma de agua e hidrocarburos ligeros (desde valores del orden del 5,5% a contenidos entre el 2,5 y el 4%) . El contenido en carbono pasa de valores del orden del 65% a por encima del 95%.

En los primeros estadios del proceso (transformación de la materia vegetal en turba) juega un papel importante la actividad biológica – bacteriana. En estadios sucesivos los cambios son ya de tipo físico – químico.

En cuanto a las aplicaciones del carbón, actualmente se explota casi exclusivamente para obtener energía eléctrica mediante combustión. No obstante, este proceso genera abundantes emisiones de gases de efecto invernadero y otros de efectos tóxicos (SO_x, NO_x, etc.), por lo que los procesos convencionales térmicos tienden a desaparecer. Una tecnología más limpia es la que se desarrolla en pruebas en la Central Térmica de ELCOGAS en Puertollano, correspondiente a un proceso de Gasificación Integral con Ciclo Combinado (GICC), que produce unos volúmenes de emisiones muy inferiores a las de los procesos convencionales.

Lecturas recomendadas

AOP. El petróleo. http://elpetroleo.aop.es/indexelpetroleo.asp

Chow, S. Petroquímica y sociedad. http://omega.ilce.edu.mx:3000/sites/ciencia/volumen1/ciencia2/39/html/petroqui.html

Guillemot, J. (1971). Geología del Petróleo. Ed. Paraninfo. Madrid. 357 pg.

Hunt, J.M. (1995). Petroleum geochemistry and geology. 2^nd Edition.. W.H. Freeman and Co. Nueva York. 743 pg.

Hutchison, Ch.S. (1983) Economic Deposits and their tectonic setting. Cap. 12. Mac Millan Press, London. 365 pg.

Instituto Geológico y Minero de España (1985). Actualización del inventario de recursos nacionales de Carbón. Ministerio de Industria y Energía. Secretaría de la Energía y Recursos Minerales. 217 pg.

Landes, K.K. (1972). Geología del Petróleo. Ed. Omega. Barcelo-na. 463 pg.

Levorsen, A.I. (1973). Geología del Petróleo. Ed. Eudeba. Buenos Aires.

Perrodon, A. (1985). Géodynamique pétrolière. Genèse et repartition des gisements d’hydrocarbures. Ed. Masson-Elf Aquitaine. 385 pg.

Schlumberger. El origen del petróleo. http://www.seed.slb.com/es/watch/makingoi/

10.- Rocas y yacimientos ortomagmáticos

El proceso magmático

Rocas plutónicas

Granito

Sienita

Diorita y gabro

Peridotita

Rocas subvolcánicas

Yacimientos metálicos de origen ortomagmático

Lecturas recomendadas

10.- Rocas y yacimientos ortomagmáticos

    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.

El proceso magmático

Es un hecho de observación que existe una gran variedad de magmas, que dan origen a la gran variedad de rocas ígneas que se pueden reconocer en el planeta. También es posible observar cómo en términos generales los magmas (y por consiguiente, las rocas formadas a partir de éstos) se asocian con situaciones geodinámicas concretas, es decir, que en situaciones geológicas equivalentes solemos encontrar los mismos tipos de rocas ígneas. De ello se deriva la conclusión de que la formación de los magmas está íntimamente relacionada con el marco geodinámico que se produce en los diversos ambientes derivados de la tectónica de placas.

Ahora bien ¿qué es un magma, y cómo y porqué se forma? Como definición básica, un magma es un fundido, que en general está formado por una fase líquida mayoritaria, a la que acompaña una fase sólida (cristales o fragmentos de rocas) y otra gaseosa, y que se encuentra a temperaturas entre 1.500 y 800ºC. La fase líquida suele estar formada por silicatos fundidos con proporciones muy variables de cationes: Mg, Fe, Ca, Na, K… Magmas menos comunes son los formados por carbonatos (magmas carbonatíticos), o los formados por sulfuros (magmas sulfurados).

El porqué se forman los magmas está relacionado con cambios puntuales en la termodinámica del interior del planeta: en condiciones normales, las capas superficiales de la Tierra (litosfera) están en estado sólido, debido a que a pesar de encontrarse a temperaturas lo bastante altas como para estar fundidos, la presión es también bastante alta como para incrementar el punto de fusión de los minerales lo suficiente como para evitar esta fusión. Por tanto, para que se produzca fusión ha de producirse una pérdida de presión, o un cambio en la composición de la roca que rebaje el punto de fusión de los minerales que la componen, o un incremento sustancial de la temperatura. El primer caso es posible por una descompresión debida a la formación de fracturas profundas, que liberen la presión interna de la roca, y además favorezcan el ascenso del magma. El segundo caso también se da, y suele ser consecuencia de la adición de volátiles a la roca (agua, CO₂…) durante procesos geológicos concretos (sobre todo, la deshidratación de corteza durante la subducción). El tercer caso se produce como consecuencia de la formación de las denominadas plumas mantélicas (puntos calientes), que son fenómenos que incrementan la temperatura de áreas profundas del planeta de cierta extensión. Otra posibilidad en este mismo sentido es que el incremento de temperatura que origina la fusión esté relacionado con los procesos tectónicos y magmáticos asociados al metamorfismo regional, en bordes destructivos de placas.

El proceso de fusión raramente es una fusión completa de una porción de roca más o menos voluminosa, sino que suele ser una fusión parcial, en la que se va produciendo de forma progresiva la fusión de los componentes minerales menos refractarios de entre los que componen la roca. Esto es especialmente cierto en los magmas máficos, procedentes de la fusión parcial del manto superior, mientras que en los magmas félsicos, de afinidad granítica, lo que se suele producir es un fundido de composición determinada a partir del conjunto de la roca, en función de su composición concreta, y de las condiciones de presión y temperatura existentes durante el proceso de fusión. Esto es debido a que estos magmas se suelen formar como consecuencia de procesos de anatexia, es decir, de fusión local de rocas de la corteza, inducida por fenómenos asociados por lo general a metamorfismo de alto grado.

Resulta evidente que durante esta variedad de procesos, y en función de las distintas variables que hemos mencionado, se puede originar una gran variedad de magmas, de composiciones distintas en el detalle. A estos magmas formados “in situ“, y que aún no han sufrido los procesos de diferenciación que veremos a continuación se les denomina magmas primarios.

Una vez formados, estos magmas tienden a ascender, como consecuencia de su densidad, menor que la de las rocas que las rodean, y de la expansión volumétrica que sufren, a la que contribuye la liberación en los mismos de una fase gaseosa más o menos abundantes. La ascensión puede ser más o menos lenta, desde las velocidades supersónicas que son capaces de llevar hasta la superficie magmas del manto superior cargadas de fragmentos de éste de diámetro decimétrico, hasta velocidades lentas, combinadas con estancias en cámaras magmáticas intermedias que incrementan el tiempo de residencia del magma en capas más o menos profundas.

A su vez, el ascenso puede implicar la llegada del magma hasta la superficie, dando origen a los fenómenos volcánicos, o hasta su proximidad, originando las rocas subvolcánicas, o puede ser que el magma quede emplazado en niveles relativamente profundos de la corteza, dando origen a las rocas plutónicas. Estos factores implican diferencias en la velocidad a que se produce el enfriamiento del magma: en los procesos volcánicos esta velocidad es máxima (debido al contraste entre la temperatura del magma y la del ambiente atmosférico), lo que produce las texturas típicas de estas rocas, porfídicas y parcialmente vítreas. En las rocas subvolcánicas el enfriamiento es algo más lento, lo que hace que no suelan contener vidrio, aunque sí desarrollan texturas porfídicas, y/o de grano fino. En las rocas plutónicas el enfriamiento es lento (el contraste con la temperatura de las rocas en las que encajan es aún menor), lo que favorece la formación de cristales regulares y de grano medio o grueso.

Pulsar aquí para ver la variedad de procesos magmáticos

Por otra parte, durante el ascenso se producen una serie de procesos que cambian la composición del magma, y que se conocen con el nombre genérico de diferenciación. Los principales mecanismos de diferenciación son los siguientes:

• Cristalización fraccionada. El magma primario puede contener cristales, o puede ser que éstos se formen durante el ascenso, si éste es lo suficientemente lento. Cuando estos cristales tienen una densidad distinta a la del magma, y en condiciones favorables (sobre todo, residencia en cámaras magmáticas intermedias), se puede producir la separación de estos cristales, o bien por acumulación en la parte superior de la cámara (los de feldespatos, que suelen ser los menos densos) o en su fondo (olivino, piroxeno, que suelen ser los más densos). Esto origina la segregación de determinados componentes minerales, cambiando la composición del magma residual.
• Asimilación. Durante el ascenso el magma puede fundir rocas con las que se pone en contacto, incorporando los fundidos correspondientes a su composición, que variará de acuerdo con la composición de las rocas asimiladas.
• Mezcla de magmas. Ocurre fundamentalmente durante la residencia en cámaras magmáticas, como consecuencia del aporte de nuevas porciones de magmas primarios, que cambian la composición del magma allí acumulado.

Como consecuencia de estos procesos de diferenciación se originan los denominados magmas diferenciados o derivados, cuya composición puede ser muy diferente a la del correspondiente magma primario. Todos estos factores (modo de formación, mayor o menor ascenso en la corteza, grado de diferenciación) son los responsables de la gran variedad de rocas ígneas que conocemos.

Otra cuestión importante en las rocas ígneas es el orden de cristalización de sus minerales, identificable en muchos casos por las relaciones texturales que se establecen entre ello. Este orden de cristalización está determinado por dos factores principales: la termodinámica del proceso de cristalización, y la composición concreta del magma que cristaliza. El primer factor fue estudiado por Bowen, que observó que la cristalización de los minerales durante el enfriamiento de un magma sigue, en términos generales, una secuencia determinada, que se puede subdividir en dos grandes ramas (Figura): la denominada rama discontinua (minerales ferromagnesianos), y la rama continua (plagioclasas), que convergen en un tronco común, que corresponde a la cristalización de feldespato potásico y finalmente cuarzo, siempre los últimos en cristalizar. Es lo que se conoce con el nombre de Serie de Bowen. La mayor o menor evolución de la serie depende fundamentalmente del contenido inicial en sílice, debido a que las reacciones (p.ej., olivino -> piroxeno -> anfíbol) implican un consumo creciente de este componente (Mg₂SiO₄ + SiO₂ -> 2MgSiO₃).

Por otra parte, la composición del magma impone restricciones a este secuencia, de forma que si éste es pobre en sílice y rico en Mg, Fe, Ca (magmas máficos) solamente cristalizarán los primeros términos de las dos series (olivino, piroxeno, plagioclasa cálcica), mientras que en los magmas más ricos en sílice y pobres en Mg y Fe (magmas félsicos) se formarán esos minerales durante los primeros estadios de la cristalización magmática, pero reaccionarán con el fundido sucesivamente para dar términos más evolucionados de la serie, y la roca finalmente estará formada por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa sódica y biotita. En las rocas formadas a partir de magmas de composición intermedia encontraremos, por tanto, plagioclasa intermedia, anfíbol y piroxeno como minerales característicos (ver figura).

Rocas plutónicas

Las rocas plutónicas son el producto de la cristalización de magmas a profundidades considerables en la corteza terrestre. Son rocas caracterizadas por texturas granudas, de grano medio-grueso, y con una mineralogía variable, que permite su clasificación detallada, al ser estudiada mediante microscopía petrográfica. En concreto, su clasificación se lleva a cabo mediante el cálculo de una serie de parámetros de abundancia mineralógica, y el empleo de diagramas de clasificación, los más usuales de los cuales son los de Streckeisen (1966), que se muestran (simplificados) en las figuras abajo expuestas. Los parámetros utilizados son:

• M: % de minerales ferromagnesianos (Suma_{olivino+piroxeno+anfíbol+biotita})
• Q: Contenido (%) de cuarzo, recalculado a 100% con los parámetros A y P
• A: Contenido en feldespato alcalino (Suma_{albita + feldespato potásico}) recalculado a 100% con los parámetros Q y P (si la roca contiene cuarzo) o F y P (si contiene feldespatoide)
• P: Contenido en plagioclasa, recalculado a 100% igual que el parámetro A
• F: Contenido en feldespatoide recalculado a 100% igual que el parámetro Q
• Las rocas con parámetro M igual o mayor a 90% se clasifican como ultramáficas, y su clasificación detallada se basa en los contenidos en olivino, ortopiroxeno y clinopiroxeno (ver figura siguiente).

• Si el valor del parámetro M es inferior al 90% se clasifican en el doble triángulo QAPF de la figura siguiente.

Las texturas de las rocas plutónicas son granudas o granulares de grano medio a grueso, con peculiaridades propias de cada tipo de roca, como vemos a continuación. Si quieres ver algunas texturas propias de rocas plutónicas pulsa aquí.

De entre la variedad de rocas plutónicas existentes, destacaremos para su descripción detallada las más comunes, o aquellas de más común aplicación industrial: granito, sienita, diorita, gabro y peridotita.

Granito

El granito es la roca plutónica por excelencia, hasta el punto de que en el mundo industrial se denominan granitos a todas las rocas plutónicas, independientemente de su composición real. En sus términos más precisos, el granito es una roca relativamente escasa, aunque difícil de diferenciar en el campo de sus términos más próximos, sobre todo de la granodiorita, por lo que a menudo estas rocas plutónicas de tonalidades claras se describen con el nombre genérico de granitoides.

Desde el punto de vista de su composición mineralógica, lo más característico de los granitoides es su alto contenido en cuarzo, que implica un valor del parámetro Q entre 20 y 60%. Los feldespatos son también componentes mayoritarios de estas rocas, y suelen ser plagioclasa sódica (oligoclasa) y/o feldespato potásico, generalmente ortoclasa y/o microclina. Además, es frecuente que contengan biotita y/o anfíbol, y en ocasiones moscovita (granitos de dos micas). Como minerales accesorios suelen incluir circón, apatito, y minerales metálicos entre los que predominan la magnetita, la ilmenita y la pirita.

La textura granítica, propia de estas rocas, es una de las más características de las que presentan las rocas ígneas: es una textura holocristalina, hipidiomorfa, granular de grano medio, en la que la plagioclasa y la biotita o anfíbol suelen ser idiomorfos, y el cuarzo y el feldespato xenomorfos e intergranulares, debido a la secuencia de cristalización (serie de Bowen).

En el campo, el granito aparece formando macizos rocosos que pueden llegar a ser de miles de kilómetros cuadrados, con contornos en general curvilíneos, a menudo festoneados por la denominada aureola de metamorfismo de contacto. Es frecuente que a gran escala estos macizos están afectados por una red de fracturas que puede no ser deformacional; de hecho, en ocasiones se origina simplemente por la contracción ligada al enfriamiento del macizo (diaclasamiento). Este proceso suele dar origen a una fracturación concéntrica (tipo capas de cebolla), que suele ser paralela a los contactos externos del macizo (y a menudo también a la superficie topográfica) y a una fracturación groseramente radial.

A nivel de afloramiento, suele dar origen a un relieve característico, el denominado berrocal, formado como consecuencia del desarrollo del proceso de meteorización favorecido por la fracturación que suele afectar a este tipo de rocas, que suele individualizar paralelepípedos de roca a partir de los cuales, por erosión diferencial de vértices y aristas, se forman los bolos (p. ej., La Pedriza, en la Sierra de Guadarrama).

En cuanto a su aplicación, el granito es una de las rocas más empleadas en la industria de la construcción, sobre todo en forma de placas pulidas para revestimiento de exteriores e interiores. También en grandes bloques se utiliza como elemento arquitectónico de tipo sillería, mientras que triturada, o cuando está ya triturada de forma natural por la tectónica, se emplea como árido, e incluso directamente como balasto para líneas férreas. Incluso las arenas que se forman por alteración sobre sus afloramientos se pueden aprovechar para la construcción.

A este respecto de la aplicación, hay que resaltar que el objetivo primordial de la explotación del granito es la obtención de grandes bloques comerciales, de varios metros cúbicos, para el posterior serrado y pulido de las placas. Esto no siempre es posible, debido a diversos factores que veremos a continuación, lo que hace que existan algunas (aunque escasas, sobre todo los tectonizados para áridos) explotaciones de granito para otros fines. Los factores que definen la explotabilidad del granito como roca de construcción son, fundamentalmente, los siguientes:

• El grado de fracturación que lo afecte. Es un factor decisivo, ya que si está afectado por una fracturación muy intensa será aprovechable como árido, mientras que los afectados por fracturación muy espaciada servirán para su explotación en bloques.
• El grado de alteración que afecta a los minerales que componen la roca. Es de importancia primordial para poder utilizarla, puesto que si está muy alterada tenderá a sufrir procesos de desgranado, o no admitirá un pulimento adecuado.
• La homogeneidad textural, ya que si el granito presenta variaciones bruscas en su textura dificultará enormemente su aprovechamiento. Estas variaciones texturales son muy variadas, incluyendo los gabarros (acumulaciones esferoidales de minerales oscuros), las cintas (acumulaciones planares de minerales primarios o secundarios), los fenocristales, los cambios de tamaño de grano, entre otros.
• La presencia de minerales oxidables (p. ej., sulfuros), que puedan producir efectos indeseados sobre las placas o bloque en general una vez instalados.
• En general, determinadas características petrofísicas pueden afectan a la calidad del material: la heladicidad o resistencia a las heladas, el coeficiente de absorción de agua, la calidad del pulido, la resistencia al ataque químicos, etc.
• Por último, la mayor o menos vistosidad de la roca, en término de coloración (diferente a la más común, gris), tamaño de grano grueso y homogéneo, presencia de irisaciones en los feldespatos… condiciona el mayor o menor precio del producto en el marcado.

Si quieres hacer una visita virtual a una de las mayores canteras del granito, la del Monte Airy, en Carolina del Norte (USA), pulsa aquí.

Sienita

La sienita es, desde el punto de vista geológico, un granitoide pobre en cuarzo y con un claro predominio del feldespato alcalino frente al cálcico. Suela estar formada precisamente por feldespato alcalino (ortoclasa) junto con plagioclasa de composición sódica (albita-oligoclasa) y suele contener algún mineral ferromagnesiano como la biotita o el anfíbol. Además, puede contener una cierta cantidad de cuarzo, o, alternativamente, de feldespatoide (sienitas nefelínicas). Su textura está dominada por los cristales del feldespato alcalino, y es una textura granular hipidiomorfa heterogranular (sin llegar a ser porfídica), en la que el feldespato constituye los granos mayores y el resto (plagioclasa, cuarzo o feldespatoide, biotita, anfíbol) suelen ser de menor tamaño.

Desde el punto de vista industrial, la sienita es un granito que suele presentar propiedades interesantes: o bien un color rojo más o menos intenso, debido a la presencia de abundantes exoluciones de hematites en el feldespato potásico, o bien irisaciones intensas, de color azulado, en el feldespato. Esto confiere a estas rocas, a igualdad de otros parámetros (grado de fracturación, de alteración, etc.) mayor interés que a otros granitoides.

Diorita y gabro

La diorita y el gabro son rocas con importantes semejanzas tanto desde el punto de vista geológico como industrial. Desde el punto de vista geológico constituyen las rocas gabroídicas, y su diferenciación mutua solamente se puede realizar mediante microscopía petrográfica, si bien con frecuencia las dioritas son de tonalidades más claras que los gabros. Desde el punto de vista industrial corresponde al grupo de los granitos oscuros, muy apreciados en el arte funerario.

Están formadas mayoritariamente por plagioclasa y clinopiroxeno (augita). La diferencia fundamental entre ambas rocas es que en la diorita la composición de la plagioclasa es de An<50 (oligoclasa-andesina), mientras que en el gabro es de An₅₀ (labradorita-bitownita-anortita). Esta diferencia suele ir acompañada de otras: en la diorita además de plagioclasa y clinopiroxeno pueden aparecer cuarzo, biotita y anfíbol, mientras que en los gabros podemos tener ortopiroxeno y olivino acompañando a los minerales principales. Como accesorios, en ambos casos podemos encontrar óxidos como magnetita, cromita, ilmenita, sulfuros como pirrotina y pentlandita, etc.

En el campo, los gabros suelen aparecer, como los granitos, formando macizos intrusivos de cierta importancia. No desarrollan las formas más típicas del berrocal, debido a que suelen presentar una mayor densidad de fracturación, y su alteración superficial suele ser más rápida que la de los granitoides. También es normal que presenten una aureola de metamorfismo de contacto.

Desde el punto de vista industrial ya se ha comentado que son los granitos de colores oscuros. A menudo las dioritas presentan tonalidades grises oscuras o verdosas, a menudo jaspeadas (caso del “negro ochavo“, variedad comercial explotada en la zona de Barcarrota, Badajoz), mientras que los gabros suelen ser de coloración homogénea. Estas tonalidades oscuras hacen que sean muy apreciados tanto para construcción, combinado con otros colores, como en el arte funerario.

El principal problema que suelen presentar estas rocas es que sus afloramientos suelen estar afectados por una fracturación relativamente densa, que dificulta su explotación industrial.

Peridotita

La peridotita es una roca ultramáfica, formada por más de un 90% de minerales ferromagnesianos, oscuros, que suelen ser olivino y piroxeno (orto- y clino-). Además pueden contener algo de plagioclasa, y minerales metálicos como cromita, que puede llegar a concentrarse en yacimientos de interés económico.

Las texturas son variables, en función del tipo de peridotita: las hay formadas por acumulación de cristales en cámaras magmáticas, que desarrollan las llamadas texturas cumulíticas, en las que uno de los minerales (fundamentalmente el olivino) aparece formado el armazón general de la roca, con otros minerales (clinopiroxeno) intergranulares. En otros casos la textura es holocristalina equi- o ligeramente inequigranular, hipidiomorfa, con piroxeno subidiomorfo y olivino xenomorfo.

Las peridotitas aparecen constituyendo dos tipos diferentes de macizos rocosos, de origen muy diferente: o bien forman parte de láminas ofiolíticas, formadas por obducción o acreción de litosfera oceánicas en corteza continental (caso de los macizos máficos del NO peninsular, p. ej., Cabo Ortegal, Bragança, Morais), o bien forman macizos de gran extensión, que representan diapiros del manto, encajados tectónicamente en niveles muy superficiales de la corteza (Serranía de Ronda).

Una constante en este tipo de rocas es que suelen estar serpentinizadas: el olivino es un mineral muy inestable en las condiciones de la superficie del planeta, tendiendo a transformarse en serpentina. Esto transforma a estas rocas, en mayor o menor grado, en serpentinitas, que veremos en el capítulo de rocas metamórficas.

Cuando no aparecen serpentinizadas, las peridotitas son rocas con posibilidades industriales, derivadas de su característico color negro o verde oscuro. No obstante, la serpentinización parcial que las afecta y la inestabilidad del olivino en ambiente atmosférico suelen dificultar su aprovechamiento.

Rocas subvolcánicas

Las rocas subvolcánicas se pueden considerar como un caso particular dentro de las plutónicas, ya que son rocas que también cristalizan bajo la superficie de la Tierra, aunque en condiciones de menor presión y temperatura (a profundidades someras), lo que hace que su enfriamiento sea más rápido, dando origen a texturas características, diferentes a las propias de las rocas plutónicas.

Desde el punto de vista composicional, son equivalentes a las plutónicas, por lo que pueden tener la misma gama de composiciones mineralógicas que éstas. Se suelen nombrar con el nombre de la roca plutónica (o volcánica) equivalente, con el prefijo pórfido (p. ej., pórfido granítico, o pórfido andesítico), o con nombres que aluden a términos texturales (ver más abajo).

Aparecen formando intrusiones que raramente alcanzan grandes volúmenes. La morfología de estas intrusiones permite diferenciar entre diques (morfología tabular, y discordantes con la estratificación de la roca en la que encajan), sills (también tabulares, y concordantes o subconcordantes con la estratificación), lacolitos (masas de cierto volumen, subconcordantes y de morfología lenticular, con muro plano y techo convexo hacia arriba), o lopolitos (intrusiones también concordantes en forma de cubeta, cóncavas hacia arriba).

La textura de las rocas subvolcánicas puede ser muy variada. La más frecuente es la textura porfídica de matriz microcristalina, que indica una presencia de fenocristales en el magma, y una cristalización rápida pero no tanto como la de una roca volcánica, en la que la matriz suele ser vítrea o criptocristalina. Otras texturas que pueden presentar son:

• Granofídica: es típica de rocas subvolcánicas silíceas, félsicas, equivalentes a los granitos en sentido estricto. Es una textura holocristalina hipidiomorfa inequigranular (o incluso porfídica) formada por cristales mayores de plagioclasa con cuarzo y feldespato potásico intergranulares que desarrollan intercrecimientos gráficos. La roca subvolcánica de composición granítica y textura granofídica recibe el nombre de granófido.
• Dolerítica: es característica de rocas subvolcánicas máficas, equivalentes al gabro. Es una textura holocristalina, hipidiomorfa, inequigranular, en general de grano fino-medio, formada por un entramado de plagioclasa idiomorfa con piroxeno xenomorfo intersticial. La roca subvolcánica de composición gabroídica y textura dolerita recibe el nombre de diabasa o dolerita. Pulse aquí para ver una reconstrucción 3D de una textura dolerítica o aquí para ver un ejemplo de Almadén.
• Ofítica: aparece en el mismo tipo de rocas que la anterior, y es holocristalina con tendencia panidiomorfa, inequigranular a porfídica, de grano medio-fino, formada por grandes cristales de piroxeno que engloban pequeños microlitos de plagioclasa. La roca subvolcánica de composición gabroídica y textura ofítica recibe el nombre de ofita. Pulse aquí para ver un ejemplo.

Su aplicación industrial suele ser limitada, debido sobre todo al escaso volumen que presentan. Ocasionalmente pueden servir para la obtención de áridos, o, muy excepcionalmente (cuando aparecen en grandes masas con escasa fracturación, circunstancias ambas poco comunes en este tipo de roca), como roca ornamental.

 

Yacimientos metálicos de origen ortomagmático

Los minerales metálicos acompañan, como hemos visto, a las rocas intrusivas como minerales minoritarios, en forma de óxidos o de sulfuros, fundamentalmente, que cristalizan a la vez que el resto de componentes silicatados de la roca. En el detalle, pertenecen a varios subtipos (ver figura):

• Yacimientos formados por inmiscibilidad líquida. Los magmas máficos a menudo contienen altas proporciones de sulfuros metálicos, que pueden individualizarse debido a que son inmiscibles con el magma silicatado. Se forman así yacimientos de sulfuros de Ni-Co-Cu-Fe, formados por minerales como pirrotina, pentlandita, calcopirita…, a menudo enriquecidos en elementos del grupo del platino.
• Yacimientos formados a partir del propio magma silicatado. Existen tres grandes subtipos:
  • Formados por cristalización simple. En determinados casos, no es necesaria una segregación que produzca la concentración del mineral en cuestión: es el caso de los diamantes, cuyo alto valor económico hace que a pesar de encontrarse en muy bajas concentraciones, sea explotable.
  • Formados por cristalización más acumulación. En la mayor parte de los casos, además de la cristalización del mineral hace falta un mecanismo que produzca un aumento de su concentración que lo haga explotable. El principal mecanismo es la cristalización fraccionada acompañada de acumulación preferencial por densidades en la cámara magmática. El caso más extendido de este tipo corresponde a yacimientos de cromita en rocas máficas y ultramáficas, en los que de nuevo suelen darse concentraciones interesantes de elementos del grupo del platino.
  • Formados por cristalización más acumulación y segregación. El caso más favorable para la explotación es aquel en el que los minerales metálicos llegan a separarse físicamente del resto del magma, por mecanismos diversos, fundamentalmente bajo la acción de esfuerzos tectónicos. Algunos yacimientos de magnetita corresponden a esta tipología.

Yacimientos de inmiscibilidad líquida. Son, como su denominación indica, producto de la segregación a partir de un magma de dos líquidos: uno silicatado y otro sulfurando. Esto se debe a que a altas temperaturas estos dos componentes son miscibles, pero al bajar la temperatura, y si la cantidad de componente sulfurado es suficiente, puede producirse la desmezcla de los dos líquidos. Cuando el volumen de líquido sulfurado es pequeño, la segregación se produce como gotitas a partir de las cuales se produce la cristalización de los sulfuros, que quedan diseminados dentro del conjunto de la roca ígnea. Pero si el volumen del líquido sulfurado es suficiente, puede llegar a constituir una bolsada capaz de migrar independientemente del líquido sulfurado, y cristalizar aparte, dando origen a un verdadero yacimiento.

Desde el punto de vista mineralógico están formados por sulfuros de hierro (pirita, pirrotina), níquel (pentlandita), cobalto (cobaltina) y cobre (calcopirita, bornita), como minerales más abundantes, a menudos acompañados también de magnetita. Como elementos en trazas a menudo presentan contenidos interesantes en elementos del grupo del platino, lo que aumenta el interés económico de estas mineralizaciones. A menudo la segregación son es perfecta, por lo que suelen presentar ganga de los silicatos formadores de la roca magmática.

Aparecen siempre en relación con rocas intrusivas máficas o ultramáficas, de tipo gabro o peridotita. En unos casos encajan en la propia roca máfica, y en otros encajan en las rocas del entorno, o en el propio contacto entre la roca intrusita y el encajante. Suelen constituir bolsadas de volumen variable, alcanzando tonelajes que raramente superan el millón de toneladas de todo uno.

Ejemplos de mineralizaciones de este tipo serían las de Sudbury en Ontario (Canadá), Norilsk en Rusia, o las recientemente descubiertas entre Badajoz y Huelva (Aguas Blancas).

Yacimientos formados por cristalización simple. La cristalización directa de minerales de interés económico a partir de un magma solo genera un yacimiento cuando ese mineral tiene un valor económico extremadamente alto, puesto que el mineral queda disperso en el conjunto de la roca, y su extracción presenta un coste muy alto. Es por ello que solamente se consideren dentro de este grupo los yacimientos de diamantes, cuyo valor justifica la explotación de rocas con contenidos en el mineral de escasos kilates por tonelada.

Los yacimientos de diamantes se encuentran albergados por unas rocas muy características, llamada kimberlitas, que corresponden a rocas volcánicas explosivas de origen muy profundo, que encajan en formaciones por lo general antiguas, propias de zonas de cratón (NO de Australia, Sudáfrica, África Central, Siberia). En estas zonas las kimberlitas aparecen como chimeneas profundas y estrechas (diatremas), agrupadas en conjuntos. Por otra parte, no todas las kimberlitas contienen diamantes.

Yacimientos formados por cristalización más acumulación. En este caso, a la cristalización del mineral sigue una acumulación preferencial del mismo, normalmente por diferencia de densidad: se trataría de una cristalización fraccionada de estos minerales de interés minero, concretamente de cromita en los yacimientos más característicos del grupo: la cromita cristaliza a partir del magma, y por su mayor densidad tiende a hundirse en el fundido, acumulándose en la parte baja de la cámara magmática.

Las acumulaciones de cromita que constituyen este tipo de yacimientos corresponden a bolsadas (pods en su denominación en inglés) con dimensiones métricas o decamétricas, que aparecen más o menos concentradas en localidades dentro de un macizo intrusivo por lo general máfico (gabros, peridotitas). En estas bolsadas o pods la cromita es el mineral más abundante, y puede estar acompañada por otras menas como la magnetita, o por los silicatos formadores del conjunto de la roca (olivino, piroxenos). A menudo estas concentraciones de cromita contienen también concentraciones de interés de elementos del grupo del platino.

Pertenecen a este tipo los yacimientos del Complejo de Bushveld (Sudáfrica), o el denominado Gran Dique de Rodesia (Zimbabwe).

Yacimientos formados por cristalización más acumulación y segregación. Los minerales menos valiosos que se originan a partir de la cristalización del magma necesitan un proceso aún más efectivo de concentración, que produzca un yacimiento explotable por tener suficiente volumen y contenidos. La magnetita, el apatito, o la ilmenita cristalizan a partir de prácticamente cualquier magma, y si son suficientemente abundantes pueden llegar a concentrarse por cristalización fraccionada, dando lugar a masas pequeñas, que alcanzar sus mejores características desde el punto de vista de su posible explotación minera cuando además son segregadas del conjunto magmático. Esta segregación origina bolsadas o rellenos de fracturas dentro de la propia roca intrusiva o en su encajante, en las que el mineral de interés aparece fuertemente concentrado, y con volumen suficiente como para constituir masas de gran tonelaje.

Algunos ejemplos de este tipo de yacimientos son los de magnetita de Kiruna (Suecia), o los de apatito de la Península de Kola (Rusia), o los de ilmenita de Columbia Británica.

 

Lecturas recomendadas

Coleman, R. (1977). Ophiolites: Minerals and rocks. Springer-Verlag. 229 pg.

Evans, A.M. (1993) Ore Geology and Industrial Minerals. An Introduction. Third Edition. Blackwell Science. 389 pg.

Gervilla. F.; Paniagua, A. (1992). Los yacimientos de cromo, níquel y elementos del grupo del platino. In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 241-274.

Gervilla. F. (1992). Depósitos de cromita-arseniuros de Ni-(Au-EGP) y de sulfuros de Fe-Ni-Cu y grafito asociados a las rocas ultramáficas del sur de España. In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 275-290.

Guilbert, J.M.; Park, Ch.F. (1986). The geology of ore deposits. Freeman. 985 pg.

Monterrubio, S.; Lunar, R. (1992). Mineralizaciones de Cr-EPG en el Complejo de Cabo Ortegal (NW de España). In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 291-320.

Nicolas, A. (1995). Las montañas bajo el mar: Expansión de los océanos y tectónica de placas. Springer-Verlag. 200 pg.

Thorpe, R.S.; Brown, G.C. (1985). The field description of igneous rocks. Geological Society of London. 154 pg.

Turner, F.J.; Verhhogen, J. (1978). Petrología ígnea y metamórfica. Ed. Omega. 726 pg.

11.- Rocas y yacimientos ligados a volcanismo

Fenómenos volcánicos

Variabilidad composicional

Localización de las erupciones

Tipología de las erupciones volcánicas

Estructuras volcánicas

Tipología de los productos eruptivos

Clasificación de las rocas volcánicas

Aplicaciones de las rocas volcánicas

Yacimientos minerales relacionados con el volcanismo

Yacimientos de tipo Kuroko

Otros yacimientos de filiación volcánica

Yacimientos de mercurio de Almadén

Formaciones bandeadas de hierro

Yacimientos de óxidos de manganeso

Los yacimientos de magnetita de El Laco (Chile)

Lecturas recomendadas

Páginas web relacionadas con volcanismo

11.- Rocas y yacimientos ligados a volcanismo

    El volcanismo incluye en el detalle una gran variedad de procesos, en función de la naturaleza del magma que llega a la superficie, de la forma en que es extruído a la superficie, de los volátiles que acompañan a la roca, así como del hecho de que el proceso se produzca en un medio subaéreo o subacuático. Esto da origen a la gran variedad de rocas y yacimientos minerales que encontramos asociados a los procesos volcánicos.

Fenómenos volcánicos

El volcanismo es la manifestación en superficie de los procesos magmáticos. El principal fenómeno volcánico es la erupción, es decir, la salida a la superficie del planeta del magma Hay una gran variedad de factores que controlan la salida: unos son propios de la composición del magma; otros son externos a la naturaleza del magma: tipo de accidente por el que se produce la salida del magma, carácter subaéreo o submarino de la erupción, etc. Todo ello condiciona la naturaleza del proceso eruptivo, así como de las rocas que se forman durante éste.

Variabilidad composicional

La composición del magma que alcanza la superficie condiciona el proceso eruptivo de diferentes formas:

• El mayor o menor contenido en sílice (es decir, que el magma sea de tendencia félsica o máfica) condiciona su viscosidad: los magmas félsicos son siempre más viscosos que los máficos, debido a que en ellos se originan minerales de estructura más compleja que en los básicos. A su vez, los magmas menos viscosos suelen dar origen a erupciones tranquilas, con flujo de lava continuo, no acompañado de emisiones violentas, mientras que los más viscosos suelen dar lugar a erupciones mucho más violentas, debido a la dificultad del magma para fluir produce interrupciones del flujo de la lava que se resuelven de forma explosiva.
• El contenido en volátiles también condiciona la violencia de las erupciones. Los magmas ricos en volátiles dan origen a procesos eruptivos violentos, debido a que su liberación provoca este tipo de fenómenos. Las rocas resultantes de estos procesos suelen ser muy vesiculares, tipo pómez.

En definitiva, estos dos factores controlan la mayor o menor explosividad del volcanismo, que se traduce en la formación de distintos tipos texturales: rocas compactas, resultado de la cristalización de lavas, y rocas fragmentarias (piroclásticas), resultado de la acumulación de material explosivo (ver figura). Por otra parte, la propia composición del magma da origen a distintas litologías, formadas por asociaciones minerales diferentes, lo que permite una clasificación de las rocas volcánicas equivalente a la de las rocas plutónicas.

Localización de las erupciones

La localización espacial, tectónica y/o geográfica, del volcanismo es también un factor condicionante del tipo de erupción:

• Las erupciones se pueden localizar a lo largo de importantes accidentes tectónicos: fallas, lo que da origen al denominado volcanismo fisural, alineado a lo largo de esos accidentes. Por el contrario, el volcanismo central no muestra esta distribución, ya que su relación con accidentes tectónicos es menos estrecha.
• Por otra parte, el volcanismo puede tener lugar en medio subaéreo o en medio submarino. El primer caso da origen a aparatos volcánicos muy bien estructurados, pero que no suelen preservarse, pues son destruidos por la acción de la erosión. Por su parte, el volcanismo submarino no suele originar estos edificios volcánicos vistosos, sino estructuras características, como las lavas almohadilladas (pillow-lavas). En cualquier caso, la acumulación de lavas puede dar lugar a islas oceánicas, cuya elevación sobre el nivel del fondo marino puede alcanzar más de 10 Km., como es el caso de las islas Hawai o las Canarias. Menos común es el volcanismo bajo casquetes polares, o bajo glaciares, que origina la fusión del hielo suprayacente (ver un caso real).
• Un tipo especial de volcanismo tiene lugar cuando el magma alcanza niveles muy superficiales, encajando en sedimentos empapados en agua. En este caso, el magma llega a vaporizar el agua, produciendo unas características erupciones ultraexplosivas: el denominado volcanismo freatomagmático.

Tipología de las erupciones volcánicas

En función de todos estos factores, el volcanismo tiene lugar de formas muy diferentes, que se clasifican de acuerdo con su semejanza con erupciones históricas:

• Hawaiano: es el volcanismo más tranquilo, caracterizado por le emisión de lavas muy fluidas, pobres en gases y de composición máfica: es típico de los basaltos de islas oceánicas, como por ejemplo, los de las islas Hawai, de donde toma el nombre. Los edificios volcánicos a que da origen son de tipo “en escudo“, de gran extensión areal y escasa altura, debido a que la lava fluye hasta grandes distancias respecto al punto de emisión. Uno de los volcanes hawaianos más característicos es el Kilauea.
• Estromboliano: en este caso los magmas son también muy fluidos, pero van acompañados de un alto contenido en gases, que favorece la actividad explosiva intermitente, alternando con periodos de emisión tranquila de lavas. Los edificios volcánicos característicos son de tipo cono compuesto o estrato-volcán, en el que alternan capas de lavas y de piroclastos. El nombre alude al volcán de Estrómboli, en la isla italiana del mismo nombre. Ver un esquema.
• Pliniano: Característico de magmas viscosos y ricos en gases, lo que hace que estos últimos presenten una alta resistencia a quedar liberados, hasta un punto de sobrepresión interna que recibe el nombre de nivel de fragmentación, en el que se produce la ruptura de la roca en pequeños fragmentos (piroclastos). Como consecuencia se producen erupciones muy violentas, acompañadas de altas columnas eruptivas, que se organizan en edificios volcánicos de tipo cono de cenizas, acumulaciones escarpadas de material piroclástico que no suelen alcanzar tamaños importantes. El nombre alude a la descripción de Plinio el Viejo de la erupción del Vesubio que arrasó Pompeya y Herculano, y que le mató.
• Vulcaniano: Es un proceso eruptivo muy similar al anterior, caracterizado por la periodicidad de las erupciones. Se produce con magmas muy viscosos, que solidifican rápidamente, taponando el conducto volcánico, con lo cual las erupciones han de comenzar rompiendo estos tapones. Toma el nombre del volcán Vulcano, en las islas Eolias (Italia).
• Peleano: Cuando los magmas viscosos llegan a formar pitones (agujas) que ascienden por la presión de la lava ascendente, la fracturación de estos pitones permite la salida de las denominadas nubes ardientes, grandes coladas piroclásticas que arrasan el entorno del aparato volcánico. En otros casos pueden llegar a producirse gigantescas explosiones que destruyen completamente el edificio volcánico. Recibe el nombre de la erupción del Mont Pelee, en la isla de La Martinica, que en el año 1908 arrasó la ciudad de San Pedro.
• Freatomagmático o hidromagmático: las erupciones freatomagmáticas son consecuencia, como ya hemos visto, de la interacción entre el magma y un acuífero. Se produce así gigantescas explosiones subterráneas, que dejan en superficie su traza en forma de una zona deprimida rodeada de un anillo de materiales proyectados por la explosión; estos edificios característicos reciben el nombre de maares. Ver un esquema.

Estructuras volcánicas

En los edificios volcánicos podemos encontrar toda una gama de estructuras, que resultan características de determinados ambientes o procesos. Entre ellas podemos destacar las siguientes:

• Estructuras de enfriamiento superficial: las lavas subaéreas, al enfriarse en contacto con el aire, tienden a arrugarse dando formas características, que reciben distintos nombres en función de su aspecto: lavas cordadas, pahoehoe, aa.
• Disyunción columnar: Como consecuencia del proceso de enfriamiento, a menudo las coladas de lava masivas de cierta potencia se fracturan en columnas verticales de sección subhexagonal.
• Lavas almohadilladas: son exclusivas del volcanismo submarino, y consisten en tubos de lava similares a almohadas. Estas se producen por el flujo de la lava a partir de puntos de rotura de las canalizaciones.

Tipología de los productos eruptivos

En función de todas estas características, los materiales que se acumulan como resultado de la actividad volcánica pueden ser de los siguientes tipos:

• Rocas porfídicas: la solidificación de lavas suele dar lugar a rocas porfídicas, formadas por fenocristales de naturaleza variada (cuarzo, feldespato potásico y biotita en las riolitas; plagioclasa y anfíbol o piroxeno en las andesitas; olivino, piroxeno y plagioclasa en los basaltos), en una matriz criptocristalina o vítrea.
• Obsidiana: es una roca fundamentalmente vítrea, aunque puede contener algunos fenocristales.
• Perlita: es una roca volcánica vítrea en la cual se desarrollan fracturas curvas a subcirculares, que aíslan núcleos de vidrio intacto.
• Pómez: roca extremadamente rica en vacuolas, como consecuencia de la liberación de gases. Como estas rocas se forman como consecuencia de procesos explosivos, suelen formar acumulaciones escoriáceas, caóticas.
• Bloques y bombas: son también productos de erupciones explosivas, de diámetro superior a 64 mm. Se diferencian en que los bloques son de formas angulosas, debido a que son expulsados por el volcán en estado sólido, mientras que las bombas suelen presentar morfología fusiforme, que adoptan durante el vuelo. También pueden presentar una morfología tipo “hogazas de pan”.

       

• Lapilli: es otro piroclasto, de tamaño medio comprendido entre 64 y 2 mm. Suele estar formado por fragmentos de la propia roca volcánica, porfídicos o vítreos.

• Cenizas volcánicas: son los piroclastos de grano más fino, de diámetro medio inferior a 2 mm.

A su vez, los materiales piroclásticos pueden originarse como consecuencia de dos mecanismos: por evolución de nubes ardientes (coladas u oleadas piroclásticas), o por colapso de la columna eruptiva (piroclastos de caída). Los primeros suelen ser masivos, a menudos soldados, finamente laminados, y de depositan preferentemente en zonas de topografía deprimida, mientras que los segundos suelen ser materiales suelos, caóticos, sin laminación clara, y se depositan en estratos perfectamente paralelos a la topografía.

Algunos ejemplos de la zona volcánica de Cabo de Gata: pulse aquí.

Clasificación de las rocas volcánicas

Las rocas volcánicas se clasifican en primer lugar en función de su tipología: rocas piroclásticas, lávicas, pumíticas (pómez), obsidiana… A su vez, existe una clasificación granulométrica para las rocas piroclásticas (explicitada básicamente en el punto anterior: diferencia entre bombas y bloques, lapilli y cenizas volcánicas), y una clasificación de base mineralógica para las rocas porfídicas.

La clasificación mineralógica de las rocas porfídicas es similar a la que ya hemos visto para las rocas plutónicas: se basa en el cálculo de los parámetros QAPF (M no suele ser nunca superior a 90 en las rocas volcánicas) y con estos parámetros la clasificación es similar a las variedades plutónicas, variando los nombres de las rocas que caen en cada campo: riolita en vez de granito, basalto en vez de gabro, etc. (ver figura).

Aplicaciones de las rocas volcánicas

Toda la variedad de rocas descritas pueden tener aplicaciones industriales más o menos importantes:

• Las rocas porfídicas, al tratarse de rocas compactas, aunque a menudo afectadas por disyunciones más o menos regulares, no suelen tener otra aplicación que como árido de machaqueo. En concreto, algunos basaltos son excelente materia prima para áridos especiales, como el balasto de ferrocarril.
• Las rocas de tipo piedra pómez de naturaleza silícea son materia prima para la industria cementera, ya que por su naturaleza vítrea y su composición reaccionan con la cal para dar compuestos con propiedades hidráulicas: son los denominados cementos puzolánicos o puzolanas. También tienen aplicaciones menores en la industria textil, para el lavado a la piedra de prendas vaqueras, y en la higiene doméstica.
• La obsidiana es una piedra semipreciosa, apreciada para la elaboración de objetos decorativos.
• La perlita es un vidrio volcánico parcialmente hidratado, rico en sílice, que es susceptible de ser tratado por expansión. Este material ya tratado tiene varias aplicaciones en construcción: árido ligero en hormigones, aislante acústico, aislante criogénico. También se utiliza en procesos de filtrado y en suelos artificiales, para horticultura.

Yacimientos minerales relacionados con el volcanismo

El volcanismo es un mecanismo descrito tradicionalmente como generador de acumulaciones metálicas: muchos yacimientos de sulfuros guardan relaciones cuanto menos de proximidad geográfica con rocas volcánicas, lo que sin duda es una indicación de su vinculación genética. De todos los tipos con los que se ha establecido relación con volcanismo, el caso más claro probablemente corresponde a los yacimientos de tipo Kuroko o tipo Faja Pirírica ibérica (p.ej., Riotinto, Tharsis), es decir, yacimientos de sulfuros polimetálicos masivos, con pirita como mineral mayoritario. En muchos otros casos la vinculación con el volcanismo es menos evidente, y se describen como yacimientos sedimentarios con posible influencia de procesos volcánicos.

En todos los casos, cuando se habla de relaciones entre volcanismo y yacimientos minerales la base empírica es que el proceso de volcanismo aporta elementos químicos, entre ellos metales pesados, que por lo general se liberan al medio. Esto es un hecho de observación, y en ocasiones vemos en la prensa noticias alarmantes sobre las emisiones de estos elementos de mayor o menor toxicidad a la atmósfera (CO₂, SO₂). Incluso en alguna ocasión se han publicado en la prensa los kilogramos de oro que un volcán está emitiendo, como si el volcán emitiese monedas de este metal. Lo cierto es que estas emisiones se producen en forma gaseosa, y que es necesario algún mecanismo geoquímico que fije los metales para que pueda formarse un yacimiento, evitando la dispersión de los metales.

El descubrimiento en determinados puntos de los fondos oceánicos de los denominados “black smokers“, chimeneas de descarga de sistemas hidrotermales submarinos ha permitido observar de forma directa la formación de estas concentraciones.

Algunos ejemplos de la región de Cabo de Gata (Almería): pulsar aquí.

Yacimientos de tipo Kuroko

Los yacimientos de tipo Kuroko (o tipo Huelva, ya que la Faja Pirítica Ibérica es la mayor concentración mundial de este tipo de mineralizaciones) son concentraciones sedimentarias (o volcano-sedimentarias, como se denominan preferentemente) de sulfuros polimetálicos, por lo general dominados por pirita, a la que suelen acompañar otros como calcopirita, esfalerita y galena. Además es frecuente que contengan ciertos valores de metales preciosos (Au, Ag) que añaden interés económico a su explotación minera.

Aparecen constituyendo formaciones de potencia variable (por lo general de varias decenas de metros) y extensión variable (incluso kilométrica), que se encuentran intercaladas en secuencias marinas detríticas con abundantes intercalaciones volcánicas. Su tonelaje suele ser muy elevado (superior a los 50 Mt), lo que permite su explotación minera.

En detalle la tipología de estas mineralizaciones puede ser muy variable, en función de diversos caracteres, entre los que sobresale la mayor o menos lejanía (distalidad) o cercanía (proximalidad) con respecto al área de descarga de las emisiones hidrotermales al medio marino. Otro carácter interesante suele ser su recristalización metamórfica, que produce el aumento de su tamaño de grano, favoreciendo la explotación minera y, fundamentalmente, la concentración de cada mineral.

La mineralogía habitual de estos yacimientos incluye siempre pirita como fase más abundante, acompañada por calcopirita, esfalerita, galena y barita. Es relativamente frecuente la separación en cuerpos mineralizados con mineralogías diferenciadas: las denominadas “black ores”, constituidas mayoritariamente por galena y esfalerita, junto con barita subordinada, y las denominadas “yellow ores”, con pirita y calcopirita como minerales fundamentales. A menudo el yeso y el azufre nativo forman parte más o menos marginal de este complejo sistema. Como minerales minoritarios dentro de las mineralizaciones principales podemos encontrar otros sulfuros afines, como pirrotina, marcasita, arsenopirita, bornita, o metales nativos como oro y plata, siempre en contenidos relativamente bajos (valores del orden de 10-20 gr/t). También son frecuentes en el sistema los niveles de chertferruginoso, que aparecen interestratificados en la secuencia volcánica relacionada.

Es frecuente que estos yacimientos se encuentren fuertemente afectados por la deformación tectónica: se forman en medios oceánicos, lo que implica que para que lleguen a aflorar deben haber sido afectados por un proceso orogénico de cierta intensidad.

Su formación ocurre en determinados ambientes geodinámicos: en el caso de Japón es clara su relación con procesos destructivos de tectónica de placas, ya que se localizan precisamente a lo largo de uno de estos límites de placa. Esta relación no es tan clara en el caso de la Faja Pirítica Ibérica, en la que el magmatismo no parece ser el característico de esta localización geodinámica, y más parece relacionado con un proceso de rifting.

En cualquier caso, es evidente siempre la relación entre los yacimientos y un magmatismo volcánico, a menudo máfico, aunque en el caso de la Faja pirítica ibérica la relación más clara se da con el de naturaleza félsica.

Otros yacimientos de filiación volcánica

Como ya hemos mencionado, además de los de tipo Kuroko existe un cierto número de yacimientos, de naturaleza diversa, que distintos autores consideran relacionados con volcanismo. Desde yacimientos de arcillas especiales, producto de alteraciones específicas de rocas volcánicas (caso de las bentonitas de Cabo de Gata, Almería), hasta yacimientos de sulfuros metálicos atípicos, como es el caso de los de cinabrio de Almadén, o los de óxidos metálicos (Fe, Mn, entre otros) que frecuentemente se encuentran intercalados en series con rocas volcánicas más o menos abundantes. De entre estos tipos destacaremos los de mercurio de Almadén, las formaciones bandeadas de hierro (BIF en la terminología anglosajona), y, por su singularidad, las coladas de magnetita de la zona de El Laco (Chile), que constituyen un caso único de mineralizaciones de origen volcánico directo.

Yacimientos de mercurio de Almadén

Los yacimientos de mercurio de Almadén constituyen un caso único a nivel mundial, debido a varios factores:

1. La enorme concentración puntual que representan de un elemento escaso, como es el mercurio
2. La variedad de tipologías que presentan, que va desde mineralizaciones típicamente estratoligadas, encajadas en rocas cuarcíticas, hasta mineralizaciones claramente discordantes, epigenéticas
3. El carácter monoelemental de todos los tipos de mineralizaciones, independientemente de su tipología: en todos los casos el mercurio es el único metal que aparece concentrado, sin que existan elementos asociados, ni siquiera de entre los más afines desde el punto de vista geoquímico (As, Sb, Au, Ag…)
4. Su relación espacial, y más que probablemente genética, con un volcanismo alcalino intraplaca, relación ésta entre sulfuros estratoligados y volcanismo alcalino que no es común en otros casos.

    De entre los distintos tipos de mineralizaciones existentes en el distrito, las más importantes son sin duda las estratoligadas, encajadas en la denominada Cuarcita de Criadero, de edad Silúrico basal, que se han explotado en las minas de Almadén, El Entredicho y La Vieja Concepción. En estos casos, la mineralización de cinabrio aparece diseminada en la ya mencionada Cuarcita de Criadero, y esta siempre está en contacto con la denominada “roca frailesca”, toba de lapilli de naturaleza basáltica, sistemáticamente muy alterada, que constituye diatremas formadas por mecanismos eruptivos explosivos. Los contenidos en mercurio en la cuarcita decrecen al alejarnos del contacto con esta “roca frailesca”, evidenciando la relación genética con esta roca peculiar.

Formaciones bandeadas de hierro

El termino Banded Iron Formation (BIF; Formación Bandeada de Hierro) ha sido definido en su forma más simple como rocas sedimentarias químicas conteniendo por lo menos un 15% de hierro, o como unidades estratigráficas laminadas con al menos 15% de hierro, donde las rocas laminadas son capas de mineral de hierro, de cuarzo, de chert, o de carbonato. Sin embargo es importante distinguir entre dos tipos principales: 1) BIF tipo Lago Superior, de origen sedimentario químico; y 2) BIF tipo Algoma. Son estas últimas las que nos interesan en este capítulo, dada su asociación con el vulcanismo. Las BIF tipo Algoma se relacionan con rocas volcánicas y sedimentarias (tipo grauvacas), en secuencias principalmente del Arqueozoico. Se localizan estratigráficamente en cinturones de rocas verdes (greenstone belts), y se caracterizan por una laminación fina de chertferruginoso, conteniendo hematites y/o magnetita. A estas facies ferruginosas se pueden asociar, además, facies sulfuradas (con pirita y calcopirita y otros sulfuros de hierro y cobre), carbonatadas (p.ej. siderita), y silicatadas (p.ej., stilpnomelana). Su origen puede relacionarse directamente con el vulcanismo a través de fenómenos exhalativos en condiciones submarinas, donde las facies sulfuradas serían ‘proximales’ con respecto al foco emisor, y las oxidadas ‘distales’. El que la mayoría de estas BIF sean de edad arqueozoica no significa que se encuentren limitadas a esta edad, ya que también existen ejemplos de formaciones tipo Algoma en el Paleozoico (p.ej., Cordillera de Nahuelbuta, Chile).

Óxidos de Manganeso

    Los óxidos de manganeso constituyen yacimientos de tipología muy variada, que van desde tipologías epigenéticas, filonianas, a claramente singenéticas, estratoligadas. En el caso de los yacimientos singenéticos, en algunos la relación con actividad magmática no es evidente, por lo que se pueden considerar como yacimientos sedimentarios de precipitación química (ver Tema 8). Pero en otros casos, sí hay una relación genética clara entre yacimientos de esta naturaleza y actividad volcánica. Dos casos que se pueden estudiar en España son los yacimientos de óxidos de manganeso de la Faja Pirítica Ibérica (Huelva-Sevilla), y los de óxidos de Fe-Mn de la región volcánica de Campos de Calatrava (Ciudad Real).

En el primer caso, se trata de mineralizaciones estratoligadas de óxidos y carbonatos de manganeso, relacionados lateralmente con los sulfuros masivos.

En el segundo, las mineralizaciones, constituidas por óxidos de hierro y manganeso, tienen una entidad mucho menor, y solamente han sido explotadas durante la Segunda Guerra Mundial, por la mayor demanda de este elemento, y porque contienen cierta proporción de metales como cromo y níquel, que, al igual que el manganeso, se aplican como blindaje de carros de combate.

Los yacimientos de magnetita de El Laco (Chile)

Se describe aquí un caso singular de mineralización metálica de origen directamente volcánico: se trata de una colada lávica de magnetita existente en la Cadena Andina chilena, en la Región de Antofagasta. El yacimiento, con unas reservas del orden de 1.000 Mt con 50% Fe, se encuentra asociado a un complejo eruptivo andesítico-riodacítico, con actividad intermitente desde el Mioceno hasta la actualidad, que se localiza sobre materiales detríticos del Paleozoico.

La mineralización está formada casi exclusivamente por magnetita, que acusa un proceso de transformación parcial, a alta temperatura, por hematites, y un proceso supergénico de formación de goethita y maghemita. Desde el punto de vista geoquímico, la magnetita muestra valores muy bajos en los elementos traza que normalmente se encuentran asociados al hierro en las mineralizaciones de este mineral de origen ortomagmático (V, Cr y Ti), lo que hace su origen controvertido, entre los defensores de un origen puramente magmático, y los defensores de procesos de removilización magmática de hierros sedimentarios a partir de la serie paleozoica.

Lecturas recomendadas

Blake, S. (1997). Volcanic arcs. Course S339. The Open University. 97 pg.

Cas, R.A.F.; Wrigth, J.V. (1992). Volcanic successions (modern and ancient). Chapman & Hall. 528 pg.

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Francis, P. (1996). Volcanoes (a planetary perspective). Oxford University Press. 443 pg.

Frutos, J.; Oyarzun, J.; Shiga, Y.; Alfaro, G. The El Laco magnetite lava flow deposits, Norther Chile: An up-to-date review and new data. In: Fontboté, L.; Amstutz, G.C.; Cardozo, M.; Cedillo, E.; Frutos, J. (Eds.). Stratabound ore deposits in the Andes. Springer Verlag. 681-690.

García Palomero, F. (1992). Mineralizaciones de Riotinto (Hueva): Geología, génesis y modelos geológicos para su exploración y evaluación de reservas minerales. In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 1325-1352.

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McPhie, J.; Doyle, M.; Allen, R. (1993). Volcanic textures: a guide to the interpretation of textures in volcanic rocks. CODES Key Centre Press, 196 pg.

Ohmoto, H.; Skinner, B.J. (Editores). (1983). The Kuroko and related volcanogenic sulphide deposits. Economic Geology Publishing Co. (El Paso, Texas). 604 pg.

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Wilson, M. (1989). Igneous petrogenesis: A global tectonic approach. Unwin & Hyman. 466 pg.

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Páginas web relacionadas con volcanismo:

Anónimo. Los volcanes. http://www.terra.es/personal/agmh25/volcanes/home.htm

El mundo geológico. Los volcanes. http://www.geocities.com/CapeCanaveral/Lab/6093/Volcanes.htm

Institut de Batxillerat Bellvitge. Els volcans. http://www.xtec.es/centres/a8019411/volcans/ (en catalán)

Lowman Jr., P.D. Global Tectonic and Volcanic Activity of the Last One Million Years. http://denali.gsfc.nasa.gov/research/lowman/lowman.html

University of North Dakota. Volcano world. http://volcano.und.nodak.edu/vw.html

US Geological Survey. Hawaiian Volcano Observatory. http://hvo.wr.usgs.gov/

Volcanes de Chile. http://www.angelfire.com/nt/volcanesdeChile/

12.- Procesos tardimagmáticos y yacimientos asociados

Rocas y yacimientos pegmatíticos

Rocas y yacimientos neumatolíticos

Skarn

Greissen

Rocas y yacimientos hidrotermales

Pórfidos cupríferos

Mineralizaciones epitermales de metales preciosos

Otras manifestaciones tardimagmáticas

Alteraciones de origen endógeno

Manifestaciones superficiales

Energía geotérmica

Lecturas recomendadas

12.- Procesos tardimagmáticos y yacimientos asociados

    Durante la cristalización de un magma se produce la incorporación de determinados elementos químicos a los minerales que lo componen, pero no de todos. Hay elementos que, por su tamaño iónico o incompatibilidad geoquímica con otros, o porque tienden a formar minerales de bajo punto de fusión, quedan fuera del sólido que se forma por cristalización magmática. Estos elementos evolucionan de formas diversas para dar una cierta variedad de rocas y yacimientos, entre los que se encuentran fundamentalmente las pegmatitas, las rocas y yacimientos neumatolíticos y los yacimientos hidrotermales. Su cristalización se puede producir de dos formas: reemplazando en mayor o menor grado a componentes de determinadas rocas, o rellenando con fluidos zonas de fractura o formando diseminaciones. El primer caso corresponde a los procesos de reemplazamiento metasomático, mientras que el segundo da origen a los denominados filones.

Rocas y yacimientos pegmatíticos

Las pegmatitas son el resultado de la cristalización final de magmas en un ambiente rico en volátiles, que favorece la migración iónica, y permite la formación de cristales de gran tamaño, que en ocasiones pueden llegar a alcanzar varios metros cúbicos.

Las pegmatitas presentan una gran variabilidad composicional, que está en función del tipo de roca (normalmente plutónica) con la que están relacionadas genéticamente. Las mas frecuentes son de composición granítica, asociadas a granitos y granitos alcalinos, y están constituidas mayoritariamente por cuarzo, feldespato potásico (microclina u ortoclasa), plagioclasa sódica (albita) y mica blanca (moscovita), junto a otros minerales que pueden ser mas o menos abundantes: turmalina, apatito, fluorita, lepidolita, berilo, topacio, corindón, monacita, casiterita, uraninita, torbernita, así hasta 300 especies mineralógicas descritas en un solo macizo pegmatítico.

Pueden tener interés económico, debido a sus posibles altos contenidos en minerales tipo gema (esmeraldas, aguamarinas, topacios, rubíes…), y minerales con contenidos en elementos raros (Li, U, Th, Tierras Raras) y otros (Sn, W, F). También los minerales comunes de estas rocas suelen tener interés económico, ya que tanto sus grandes cristales de cuarzo pueden ser utilizados para el tallado de lentes, como los de feldespato para la producción de cerámica, y los de mica para el aislamiento eléctrico.

Las pegmatitas suelen aparecen en la zona periférica de macizos de rocas plutónicas, constituyendo diques, sills y masas irregulares, de dimensiones muy variables: hasta más de 1 Km. de longitud. Suelen mostrar zonaciones composicionales, con núcleo interno de cuarzo masivo, y zonas periféricas feldespáticas y moscovíticas.

Desde el punto de vista textural son rocas granudas de grano muy grueso: se han descrito cristales de moscovita de hasta 10 m de longitud en estas rocas, y de feldespato potásico de varios m³.

Rocas y yacimientos neumatolíticos

Las rocas (o yacimientos) neumatolíticas, son intermedias entre las pegmatitas y las rocas hidrotermales. Son rocas de reemplazamiento metasomático, es decir, producto del reemplazamiento a alta temperatura de una roca por otra, por disolución parcial de la original, y depósito a partir de los fluidos mineralizantes. Las temperaturas características de formación se sitúan entre 600 y 400ºC.

Su composición es muy variable, en función de la de los fluidos, y de la roca a la que reemplazan, con la que suele producirse mezcla química. Las más conocidas e interesantes desde el punto de vista minero son los denominados  skarns , producidos por la interacción entre fluidos derivados de granitos, y, principalmente, rocas carbonatadas (calizas o dolomías). Se forman así unas rocas de mineralogía especial, ricas en silicatos cálcicos (epidota, anfíboles y piroxenos cálcicos, granates cálcicos), y que pueden contener concentraciones de minerales metálicos de interés económico: scheelita, casiterita, fluorita, calcopirita, blenda, galena, magnetita, hematites.

Por lo general constituyen masas irregulares en la zona de contacto entre las rocas intrusivas y las encajantes. Su morfología es irregular, aunque se encuentra condicionada por la zona de contacto entre ambas rocas (ver figura).

Su textura es característica de sistemas de reemplazamiento, con sustituciones seudomórficas, diseminaciones irregulares, relleno de fracturillas, etc.

Otro tipo de yacimiento neumatolítico de interés minero es el denominado  greissen. Corresponden estos yacimientos a zonas de alteración relacionadas con granitos, y que por lo general afectan a zonas periféricas o apicales del propio granito. En estas zonas se produce una destrucción del feldespato potásico, con formación de mica blanca microcristalina (illita), y con entrada de abundante sílice que se deposita en la roca en forma coloidal (calcedonia), en lo que de denomina proceso de silicificación. La casiterita y la wolframita suelen ser las principales menas metálicas asociadas a estos yacimientos. A menudo los greissen se asocian a yacimientos típicamente filonianos: casos de Panasqueira (Portugal) y Piaotan (China): figuras.

     Esquemas geológicos de los yacimientos de tipo greissen de Panasqueira (Portugal) y Piaotan (China), en zonas de cúpula granítica y con complejos filonianos asociados

Yacimientos hidrotermales

Los yacimientos hidrotermales, comúnmente también conocidos como filonianos (vein deposits), se clasifican según su temperatura de formación (que suele estar entre los 400 y los 100ºC), y en función de la mayor o menor proximidad a la roca ígnea de la que derivan. No es una clasificación rigurosa, ya que no siempre es posible determinar con exactitud la temperatura a la que se han formado, ni la distancia a la roca ígnea de la que derivan, que puede no reconocerse, o puede ser difícil de establecer con precisión entre varias próximas. Una clasificación más conveniente se basaría en su mineralogía, pero ésta puede ser tan variada que invalida cualquier intento de clasificación sistemática en este sentido.

Las mineralizaciones hidrotermales están constituidas fundamentalmente por cuarzo y/o carbonatos diversos, entre los que cabe destacar calcita, dolomita, y siderita, minerales que suelen constituir la ganga o parte no explotable en los yacimientos de interés minero. Entre los minerales de interés minero (o menas) que pueden estar presentes en este tipo de rocas o yacimientos, podemos citar barita, fluorita , y minerales sulfurados, como pirita, calcopirita, blenda, galena, cobres grises (tetraedrita y tennantita), argentita, platas rojas (proustita-pirargirita), cinabrio, y un largo etcétera de minerales, entre los que se encuentran también la plata y el oro nativos.

Los yacimientos filonianos constituyen el relleno de fracturas abiertas en la roca, que suelen presentar disposiciones planares de dimensiones muy variables (filones en sentido estricto). Otras morfologías incluyen el entrecruzado de vetillas (stockwork) y las diseminaciones de mineral, características ambas de los yacimientos de tipo pórfido cuprífero. También son relativamente frecuentes los cuerpos irregulares, que pueden formarse tanto por fenómenos de reemplazamiento como por relleno de cavidades. Las texturas son características de la cristalización en espacios abiertos: geodas, drusas, crecimientos paralelos, concentraciones nodulares, etc.

De entre los distintos tipos de yacimientos hidrotermales, destacaremos dos tipos por su importancia económica: los yacimientos de pórfidos cupríferos (+/- Mo) y los epitermales de metales preciosos (Au , Ag). Tienen también su importancia, aunque menor en la actualidad, las mineralizaciones filonianas de metales de base (Pb-Zn-Cu), y de estaño-wolframio . También llegan a alcanzar considerable interés minero algunas mineralizaciones de hierro de carácter hidrotermal asociadas a intrusiones, como pueden ser las de Kiruna (Suecia) o las existentes en la denominada “Franja Ferrífera de Chile”.

Pórfidos cupríferos

Los pórfidos cupríferos son yacimientos de gran tonelaje (10⁶-10⁹ t) y bajas leyes de cobre (0.2-c.2%Cu). Aparte del cobre estos yacimientos pueden presentar cantidades variables de molibdeno y/o metales preciosos (Au+Ag), susceptibles de ser recuperados económicamente. Se asocian a rocas intrusivas generalmente félsicas de composición granodiorítica, aunque los pórfidos del Pacífico oriental (desarrollados en arcos de islas) suelen asociarse a facies intermedias (intrusivos dioríticos). Presentan un modelo zonal (figura 1) de alteración hidrotermal con un núcleo de alteración potásica (feldespato K, biotita, que grada hacia fuera hacia una alteración fílica (= cuarzo-sericítica). En su zona periférica encontramos facies argílicas (intermedia o avanzada) y propilítica (con clorita, epidota, calcita). La secuencia de alteración (figura 2) es la siguiente: 1) formación de las zonas de alteración potásica y propilítica; 2) desarrollo de la alteración fílica (hacia fuera y arriba); y 3) formación de facies de alteración argílica en la parte superior del sistema. Esta última puede ser avanzada, implicando la presencia de minerales tales como caolinita y alunita. Se reconoce un solape temporal y espacial en esta secuencia. De 1 a 3 la participación de aguas meteóricas en el sistema hidrotermal es cada vez más importante. De hecho, la parte superior del sistema hidrotermal entra de lleno en el campo epitermal (alteración argílica avanzada), y en la misma pueden formarse mineralizaciones auríferas, en un ambiente más superficial (desde unos 2 Km. de profundidad hasta la superficie).

  

Existen grandes provincias metalogénicas de pórfidos cupríferos, entre las que resaltan las de la cadena andina (Chile – Perú principalmente, destacando el yacimiento de Chuquicamata) y la del SO de los Estados Unidos. Dado que los pórfidos son de emplazamiento somero (epizona), es raro encontrar yacimientos más antiguos que mesozoicos, y de hecho, la mayoría de estos yacimientos son de edad cenozoica. La razón es simple y radica en la efectividad de los procesos erosivos, que habrían desmantelado los de mayor antigüedad.

Mineralizaciones epitermales de metales preciosos

Como señalábamos anteriormente, en ocasiones el ambiente superior de un sistema hidrotermal puede dar origen a mineralizaciones epitermales de metales preciosos . Esto último asumiendo que las facies plutónicas del sistema tipo pórfido cuprífero constituyen las raíces magmáticas superficiales (epizona) de un sistema volcánico en superficie. Los yacimientos epitermales de metales preciosos se forman, como su nombre lo indica, en un rango bajo de temperaturas (50-300ºC), en asociación con manifestaciones volcánicas tipo aparato central, calderas, o campos geotérmicos. Son yacimientos de baja ley (algunas decenas de g/t de Au; aunque esto puede ser extremadamente variable) y se clasifican en dos tipos: 1) sulfato ácido; y 2) sercita-adularia (Figura 3). El primer tipo se encuentra relacionado con clásicos fenómenos volcánicos tipo aparato central o calderas, sistemas ricos en azufre (generadores de grandes cantidades de ácido sulfúrico) que dan origen a facies de alteración tipo argílica avanzada. Otras facies que reconocemos en ellos incluyen la silicificación y la propilitización . El tipo sericita-adularia se encuentra más bien relacionado con manifestaciones tipo campo geotérmico, y las facies de alteración presentes son principalmente del tipo potásico (adularia) y clorítica. Un tercer tipo, si así podemos denominarles, corresponde al de los denominados yacimientos epitermales tipo “Carlin”, que toman este nombre de la faja de mismo nombre en el Estado de Nevada (USA). Se 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.

Un ejemplo español: las mineralizaciones de oro en relación con el volcanismo de Cabo de Gata (Almería).

Otras manifestaciones tardimagmáticas

Hasta ahora se han descrito los principales tipos de rocas y yacimientos que se originan como consecuencia de la actividad tardimagmática. Además otros dos fenómenos que pueden tener este mismo origen: las alteraciones de origen endógeno y las manifestaciones de actividad tardimagmática más o menos reciente.

Al primer caso  (alteraciones endógenas) pertenecen toda una gama de procesos o fenómenos que afectan a la composición mineralógica (y a menudo también al quimismo) de las rocas: se trata de procesos de tipología metasomática, pero de menor temperatura que los de tipo neumatolítico, que a menudo guardan relación genética con procesos hidrotermales típicos. Algunos de estos procesos son los de silicificación (introducción y/o neoformación de sílice a partir de los minerales preexistentes en una roca), argilitización (formación de minerales de la arcilla), cloritización, alunitización, adularización. Suelen ser consecuencia de la interacción de soluciones de tipo hidrotermal con rocas de composición adecuada, que reaccionan con estos fluidos dando origen a las asociaciones minerales características de cada caso. Una breve descripción de los distintos tipos sería la siguiente:

• • Alteración potásica: caracterizada por la presencia de feldespato potásico y/o biotita secundaria (anhidrita también puede estar presente). En términos fisicoquímicos esta alteración se desarrolla en presencia de soluciones casi neutras y a altas temperaturas (400º-600ºC).
  • Propilítica: caracterizada por la presencia de clorita, epidota, calcita, y plagioclasa albitizada. Generada por soluciones casi neutras en un rango variable de temperaturas.
  • Alteración fílica, también denominada cuarzo-sericítica o simplemente sericítica: caracterizada por el desarrollo de sericita y cuarzo secundario. Es el resultado de una hidrólisis moderada a fuerte de los feldespatos, en un rango de temperatura de 300-400ºC.
  • Alteración argílica, también denominada argílica intermedia: caracterizada por la presencia de caolinita y/o montmorillonita.
  • Argílica avanzada: caracterizada por la destrucción total de feldespatos en condiciones de una hidrólisis muy fuerte, dando lugar a la formación de caolinita y/o alunita.
  • Silicificación: caracterizada por la destrucción total de la mineralogía original. La roca queda convertida en una masa silícea. Representa el mayor grado de hidrólisis posible.  Los rellenos hidrotermales de espacios abiertos por cuarzo “no son” una silificación.

Este enlace te muestra algunas de las reacciones típicamente relacionadas con estos procesos.

Las manifestaciones de actividad tardimagmática suelen ser emisiones de aguas o de gases a temperaturas y/o con composiciones anómalas. A su vez, pueden ser de dos tipos, en función de su posibilidad de ser aprovechadas: emisiones directas en la superficie, y manifestaciones subterráneas (energía geotérmica).

Las  manifestaciones superficiales pueden ser muy variadas: desde las más conocidas y espectaculares, como los geysers, o las emanaciones de gases en el entorno de edificios volcánicos recientes (fumarolas, solfataras), a las fuentes termales.

Las manifestaciones subterráneas corresponden a la denominada  energía geotérmica, contenida en los acuíferos localizados a profundidades inferiores a unos 2.500-3.000 m. con aguas a temperaturas por encima de los 150ºC, que pueden ser explotados comercialmente para la obtención de energía eléctrica. La elevada temperatura a la que se encuentra este agua está en relación con la presencia de un foco de calor activo, relacionado normalmente con esta actividad tardimagmática.

Lecturas recomendadas

Berger, B.R.; Bethke, P.M. (Eds.) (1985). Geology and geochemistry of epithermal systems. Reviews in Economic Geology, Society of Economic Geologists. Vol. 2. 298 pg.

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Ortega Huertas, M.; Fenoll Hach-Alí, P.; Garrote, A. (1992). Los yacimientos de pegmatitas de Sierra Albarrana y otras áreas metamórficas del Norte de la provincia de Córdoba. In : García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 471-486.

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Oyarzun, R. (1991). Mineralizaciones epitermales de metales preciosos. In: Lunar, R.; Oyarzun, R. (Eds.). Yacimientos minerales: técnicas de estudio, tipos, evolución metalogénica, exploración. Ed. Centro de Estudios Ramón Areces. 383-403.

Oyarzun R. (1992). Yacimientos de oro. In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 829-848.

Río Narcea Gold Mines: http://www.rionarcea.com/

Sánchez Muñoz, L. Yacimientos de elementos raros asociados a las pegmatitas del Hercínico Ibérico. In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 359-378.

Sawkins, F.J. (1984). Metal deposits in relation to plate tectonics. Springer-Verlag. 325 pg.

Tornos, F.; Gumiel, P. (1992). El wolframio y estaño: Aspectos económicos y metalogénicos. In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 379-404.

13.- Metamorfismo y yacimientos minerales

Rocas metamórficas con interés minero

MármolSerpentinita

Neis

Minerales industriales de origen metamórfico

GranateCorindón

Grafito

Asbestos

Nesosilicatos de Aluminio (andalucita, sillimanita, distena)

Yacimientos metálicos relacionados con metamorfismo

Lecturas recomendadas

13.- Metamorfismo y yacimientos minerales

El metamorfismo es un proceso de transformación de rocas o yacimientos minerales preexistentes, que ocurre en relación con el aumento de presión y/o temperatura que tiene lugar en determinados puntos de la corteza terrestre. Como consecuencia, se forman rocas nuevas (las rocas metamórficas), con texturas, estructuras y composiciones mineralógicas diferentes a la de la roca original. Desde el punto de vista de la formación de yacimientos, el metamorfismo no presenta excesivo interés, si bien es cierto que da origen a algunos minerales y rocas de cierto interés minero, y modifica la textura y mineralogía de mineralizaciones preexistenes.

Rocas metamórficas de interés minero

Como consecuencia de los procesos de metamorfismo regional se originan dos tipos de rocas que se explotan en canteras: los mármoles y las serpentinitas. Menor interés presentan otras rocas como los neises.

El mármol es la roca metamórfica con mayor interés minero. Se forma como consecuencia del metamorfismo de calizas, bajo condiciones de metamorfismo tanto regional como de contacto, que inducen la recristalización de la calcita a alta temperatura. Este proceso transforma las variadas texturas originales de las calizas en texturas granoblásticas de tamaño de grano muy variable, que puede llegar a ser de varios milímetros, lo que se traduce en una mayor resistencia mecánica y homogeneidad de la roca.

Conviene resaltar el hecho de que el término geológico de mármol no es equivalente al empleado en la industria, que suele incluir las calizas marmóreas en sentido amplio, es decir, calizas compactas, que suelen presentar una mayor heterogeneidad texturas y estructural, y peores características de comportamiento mecánico y físico químico que los mármoles auténticos.

El mármol está compuesto mayoritariamente por calcita granoblástica, pero pueden contener además otros minerales, tales como micas (mármoles cipolínicos), dolomita, brucita, vesubianita, wollastonita, diópsido, tremolita, grafito, pirita.

Un hecho a resaltar en el estudio de los mármoles es que su homogeneidad puede no ser completa: además de los mármoles homogéneos, blancos o grises tipo Macael, existen otros que presentan heterogeneidades, más o menos desarrolladas, que van desde bandeados o foliaciones tectónicas, marcadas por lo general por acumulación de minerales oscuros, y que son típicas de mármoles formados por metamorfismo regional, a formas o cambios de coloración más o menos irregulares, difusas, que pueden ser producto de inhomogeneidad de la roca caliza original. Esto permite una clasificación industrial de estas rocas según su tonalidad, en monocromos (o sencillos), cuando presentan una sola tonalidad, y polícromos (o compuestos), caso de presentar varios colores. La mayor parte de los mármoles monocromos se presentan en tonalidades blancas, amarillentas, verdosas, o negras, mientras que los polícromos se denominan según su tonalidad dominante. Los mármoles polícromos o compuestos presentan inclusiones de otros minerales, generalmente micas, cuarzo y serpentinas, en agregados o vetas que adoptan morfologías diversas y les confieren diversas tonalidades. Basándose en su estructura, se clasifican en veteados, caso de presentar colores listados; arborescentes, si las bandas de colores se ramifican; y brechiformes, en el caso que estén constituidos por fragmentos angulosos. Un caso particular de los mármoles brechiformes lo constituyen los brocateles, cuyos fragmentos presentan tonalidades distintas.

Un carácter a controlar para definir la explotabilidad de una masa marmórea es su fracturación. Al ser rocas afectadas por procesos tectónicos, a menudo están muy fracturadas, lo que dificulta su extracción en bloques comerciales, y favorece el desarrollo de fenómenos kársticos, que igualmente dificultan la explotación.

También la presencia de minerales oxidables es un carácter geológico de interés minero, pues éstos pueden producir importantes problemas estéticos en el material instalado.

Las aplicaciones concretas del mármol son en general conocidas: chapado de exteriores e interiores, elementos arquitectónicos auxiliares (p.ej., escalinatas), complementos decorativos (estatuas), arte funerario. Hay que recordar que el granito está reemplazando en muchas de estas aplicaciones al mármol, por su mayor resistencia y durabilidad, sobre todo en exteriores y suelos.

Explotaciones importantes de mármoles a nivel mundial se localizan en Italia (zona de Carrara, prácticamente agotada) y en España (zona de Macael, Almería).
La serpentinita es otra roca metamórfica de interés ornamental, de color verde, y con tonalidades variadas, claras y oscuras, que se forma por el metamorfismo regional de rocas magmáticas ultramáficas (peridotitas).

Desde el punto de vista mineralógico, está constituida muy mayoritariamente por minerales del grupo de la serpentina (antigorita), que suelen estar acompañados por otros filosilicatos afines, como el talco, por minerales opacos, como magnetita o cromita, y por carbonatos ricos en Mg (magnesita-dolomita).

Sus caracteres estructurales y texturales pueden ser muy variados, mostrando formas más o menos irregulares, que en unos casos ofrecen caracteres estéticos positivos, mientras que en otros impiden totalmente la explotación minera. En especial, la fracturación es el principal factor negativo para este tipo de aprovechamiento.

La serpentinita, por sus caracteres mecánicos (sobre todo, por su baja dureza) se agrupa con los mármoles (“mármol verde”). Sus aplicaciones son similares: revestimientos, elementos auxiliares (columnas, zócalos), etc.

En España existen importantes macizos serpentiníticos, agrupados en tres áreas: los macizos máficos-ultramáficos gallegos, la Serranía de Ronda (Málaga) y las pequeñas masas existentes entre los materiales metamórficos de Sierra Nevada (Granada-Almería).
Los neises son rocas que pueden formarse por distintos mecanismos, que se pueden agrupar en dos: el metamorfismo de alto grado de rocas pelíticas, que da origen a los denominados paraneises, y la deformación tectónica (por lo general acompañada de metamorfismo) de rocas graníticas, que origina los denominados ortoneises. Estos últimos son los que presentan mayores posibilidades industriales, por ser rocas compactas y competentes, susceptibles incluso de pulimento.

Están formados mayoritariamente, al igual que los granitos, por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa, mica (biotita a menudo acompañada de moscovita), como minerales mayoritarios más comunes, que pueden estar acompañados de muchos otros (granate, anfíbol, cordierierita), y de los accesorios comunes en este tipo de rocas (apatito, esfena, circón, pirita).

Sus texturas y estructuras están dominadas por la presencia de una foliación o bandeado, marcado por reorientación mecánica y/o recristalización de minerales laminares (micas), por la granulación del cuarzo, y por la rotación de los granos de feldespato, que suelen dar origen, por su mayor resistencia al aplastamiento, a formas ocelares (augen). El resultado es el bandeado neísico típico, con alternancias claro-oscuras y nódulos claros, de feldespato.

Los neises se agrupan con los granitos en cuanto a su explotación minera y aplicaciones industriales. Como carácter específico, hay que señalar que el hecho de que sea una roca bandeada afecta  a su instalación en obra y a su aprovechamiento, que estarán condicionados por este factor.
Minerales industriales de origen metamórfico

El metamorfismo origina otras muchas rocas, aparte de las descritas, en general sin aplicación industrial directa. Sin embargo, en algunos casos estas rocas pueden contener concentraciones de minerales de interés económico, susceptibles de extracción minera y concentración. Algunos de los más significativos son: granate, corindón, grafito, asbestos, nesosilicatos de aluminio (andalucita- sillimanita- distena).
El granate se forma en muchas rocas metamórficas de origen pelítico (esquistos en sentido amplio, neises), aunque también aparece en algunas rocas ígneas, y, debido a su escasa alterabilidad, suele concentrarse en sedimentos aluvionares. En las rocas metamórficas solo llega a ser aprovechable cuando es muy abundante, o cuando la roca está afectada por un proceso de alteración que haya destruido al resto de minerales.

Un factor importante que afecta a su explotabilidad es el contraste de densidad entre el granate y el resto de minerales que componen la roca, que suele permitir una separación mineralúrgica de bajo coste.

Las aplicaciones del granate están relacionadas con sus propiedades de: dureza y densidad relativamente altas, resistencia química, y no toxicidad, que permiten que tenga cinco campos principales de aplicación: abrasivo para eliminación de óxidos sobre superficies metálicas (decapar), revestimientos abrasivos, filtrado de aguas, corte por chorro de agua, y pulido.

En España se explota en Níjar (Almería), pero no en rocas metamórficas, sino a partir de una roca volcánica excepcionalmente rica en este mineral, y fuertemente alterada, lo que permite la liberación natural del mineral. A nivel mundial, el mayor productor es EE.UU, a gran distancia de otros como Australia, India y China.
El corindón se forma fundamentalmente como consecuencia de metamorfismo de contacto a partir de rocas arcillosas alumínicas, junto con otros minerales típicos de este ambiente (sillimanita, piroxeno). También se forma en otros tipos de ambientes, sobre todo en pegmatitas, de donde proceden los cristales de calidad gema (rubí, rojo, y zafiro, azul). El esmeril, por su parte, es un agregado microcristalino de corindón con otros minerales, como hematites, magnetita, cuarzo y/o espinela.

El corindón se emplea fundamentalmente como abrasivo para pulido, en todo tipo de procesos industriales. Esto se debe no solo a su gran dureza (9 en la escala de Mohs, el segundo mineral más duro tras el diamante), sino también a su elevado punto de fusión (1.950ºC), y a la forma de sus granos, controlada por la partición perfecta que suelen presentar, y que favorece esta aplicación. También se emplea en la fabricación de ladrillos refractarios.

Por su parte, el esmeril es un abrasivo de menor calidad, que se utiliza fundamentalmente como aditivo en revestimientos, como antideslizante.

Zimbabwe y la República de Sudáfrica son los principales productores a nivel mundial de corindón, mientras que Turquía y Grecia lo son de esmeril. En España no existen explotaciones mineras de ninguno de los dos. Por su parte, las variedades gema se obtienen de yacimientos fundamentalmente de tipo pegmatítico, o concentrado en aluviones, de Sri Lanka, Birmania, Tailandia, entre otros.
El grafito es el producto de la recristalización metamórfica de la materia orgánica contenida en las rocas afectadas por metamorfismo regional o de contacto. Cuando este proceso se produce sobre capas de carbón, o sobre rocas que contienen hidrocarburos líquidos (petróleo) se producen yacimientos de interés económico de este mineral, que también pueden tener su origen en otros procesos: grafito magmático, pegmatítico, hidrotermal…

Sus aplicaciones más conocidas en la actualidad son las relacionadas con la fabricación de objetos y elementos ligeros pero de alta resistencia, como material deportivo (esquís, raquetas), o piezas de automoción (barras protectoras). También, como elemento moderador en reactores nucleares, como aditivo lubricante, o en la fabricación de carbono activado, entre otros usos.

Los principales países productores de grafito son China, Corea del Sur e India. En España se explota o se ha explotado hasta fecha reciente en Gadamur y Puente del Arzobispo (Toledo).
La denominación de asbesto se refiere a un grupo de minerales caracterizados por presentar una estructura fibrosa, y que corresponden al grupo de los anfíboles, o de la serpentina. En concreto, se trata de seis variedades mineralógicas: crisotilo (variedad de serpentina), crocidolita (variedad del anfíbol riebeckita), amosita (variedad del anfíbol grunerita), y los asbestos de los anfíboles antofilita, tremolita y actinolita, que no tienen nombres específicos.

De esta forma, cada uno de estos “asbestos” presenta en el detalles propiedades diferentes, lo que condiciona sus aplicaciones concretas, relacionadas fundamentalmente con el origen etimológico de la palabra asbesto, que proviene del griego y significa “incombustible”: se emplean como aislantes térmicos, si bien la toxicidad de algunos de ellos (fundamentalmente de la crocidolita)  ha hecho decaer de forma muy severa estas aplicaciones. También se emplean como aditivo en cementos (fibrocementos), entre los cuales el más conocido es la uralita.

Su origen está en relación con el metamorfismo regional de rocas básicas o ultrabásicas. En concreto, los asbestos suelen formarse como relleno de venas durante estos procesos, de forma que las fibras de asbesto crecen perpendidularmente a las paredes la fractura, con lo cual la longitud de las fibras, que es un factor económico muy importante, está condicionado por el espesor de estas venas.

Los principales países productores de asbestos son Rusia, Canadá, Brasil y Zimbawue. Como ya se ha indicado, su consumo a nivel mundial ha descendido debido a las consideraciones sobre sus efectos sobre la salud.
Los nesosilicatos de aluminio andalucita, sillimanita y distena son variedades polimorfas, que se forman por metamorfismo de rocas alumínicas, pelíticas, bajo diferentes condiciones de presión y temperatura (ver figura). Existe otra variedad sintética, que es la mullita, que se forma en condiciones de alta temperatura y baja presión, que raramente se dan en la naturaleza (figura típica: la 2.1 de Velho vale). Algunos, como la andalucita, pueden también formarse bajo otras condiciones más propicias a la formación de yacimientos, como las condiciones hidrotermales. En las rocas correspondientes están acompañados siempre de otros minerales como cuarzo y micas, a lo que pueden acompañar otros como granate, estaurolita, etc., dependiendo de la composición concreta de la roca y de las condiciones a las que haya estado sometida. No obstante, en los casos en que son explotables suelen aparecer concentrados en bolsadas de cierto volumen.

Se emplean para la obtención de cerámicas especiales, refractarias, que se utilizan en la industria metalúrgica (revestimientos de hornos, moldes). Algunos de estos minerales tienen variedades de calidad gema, que no suelen tener origen metamórfico, sino hidrotermal.

Los principales países productores de estos minerales son la República de Sudáfrica, Francia y España para andalucita, EE.UU. e India para distena, e India para sillimanita. En España son relativamente abundantes, en los distintos terrenos metamórficos (Macizo Ibérico, Zona Bética, Pirineos), pero no llegan a presentar interés minero.
Yacimientos metálicos relacionados con metamorfismo

El metamorfismo puede afectar a los yacimientos de minerales metálicos, produciendo en los mismos cambios más o menos significativos. En especial, cuando el metamorfismo va acompañado de una deformación tectónica importante puede llegar a transformar completamente el yacimiento, en cuento a su disposición geométrica, mineralógica e incluso petrológica. En los casos más “suaves”, produce o puede producir una recristalización de las menas, que implica un aumento del tamaño de grano que favorece el proceso de beneficio minero. Por ejemplo, en el caso de las Formaciones Bandeadas de Hierro (“banded iron formations“, BIF), el metamorfismo regional induce una recristalización del mineral precursor (p.ej., goethita) a magnetita, y del chert original a cuarzo recristalizado poligonal, granoblástico.

Lecturas recomendadas

Bard, J.P. (1985). Microtexturas de rocas magmáticas y metamórficas. Masson. 181 pg.

Miyashiro, A. (1978). Metamorphism and metamorphic belts. George Allen & Unwin. 492 pg.

Oyarzun, R. (1982). Geology and geochemistry of the banded iron formations in the Nahuelbuta mountains, Chile. Tesis Doctoral. Universidad de Leeds (Inglaterra). 226 pg.

Spry, A. (1969). Metamorphic textures. Pergamon Press. 249 pg.

Velho, J.; Gomes, C.; Romariz, C. (1998). Minerais industriais. Geologia, propriedades, tratamentos, aplicaçoes, especificaçoes, produçoes e mercados. G.C. Gráfica de Coimbra, Lda. 591 pg.

Yardley, B.W.D. (1995). An introduction to metamorphic petrology. Longman Scientific and technical. 248 pg.

14.- Exploración Minera

Metodología de la investigación minera

PreexploraciónExploración

Evaluación

Herramientas y técnicas de exploración minera

Recopilación de informaciónTeledetección

Geología

Geoquímica

Geofísica

Calicatas

Sondeos mecánicos

Interpretación de resultados

Lecturas recomendadas

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14.- Exploración Minera

La explotación de los yacimientos minerales, como veremos en el tema siguiente, es una actividad de alto riesgo económico, ya que supone unas inversiones a largo plazo que muchas veces se sustentan en precios del producto minero sujetos a altas oscilaciones. A su vez, la exploración supone también un elevado riesgo económico, derivado éste del hecho de que supone unos gastos que solamente se recuperan en caso de que la exploración tenga éxito y suponga una explotación minera fructífera. Sobre estas bases, es fácil comprender que la exploración supone la base de la industria minera, ya que debe permitir la localización de los recursos mineros explotar, al mínimo coste posible.

Para ello, debe cumplir dos objetivos básicos:

1. Identificar muy claramente los objetivos del trabajo a realizar
2. Minimizar los costes sin que ello suponga dejar lagunas

Para ello dispone de una serie de herramientas y técnicas básicas, que son las que vamos a sintetizar a continuación.

Metodología de la investigación minera

La base de cualquier trabajo bien hecho es la planificación de las actividades a realizar. Esto es especialmente importante en la investigación minera, por las razones ya expuestas. Así, en Investigación Minera se suele subdividir el trabajo en tres etapas claramente diferenciadas, de forma que solamente se aborda la siguiente en caso de que la anterior haya cumplido satisfactoriamente los objetivos previstos. Aunque pueden recibir distintos nombres, en términos generales se trata de una fase de preexploración, una de exploración propiamente dicha y otra de evaluación. Si incluso ésta última alcanza los resultados previstos se realiza un estudio de viabilidad económica.

Como objetivos generales de cada una de estas etapas se pueden fijar los siguientes:

Preexploración: Tiene por objeto determinar si una zona concreta, normalmente de gran extensión, presenta posibilidades de que exista un tipo determinado de yacimiento mineral. Esto se establece en función de la información de que disponemos sobre ese tipo de yacimiento y sobre la geología de la región de estudio. Suele ser un trabajo fundamentalmente de gabinete, en el que contaremos con el apoyo de información bibliográfica, mapas, fotos aéreas, imágenes de satélite, etc., aunque puede incluir alguna salida al campo para reconocer las zonas de mayor interés.Exploración: Una vez establecidas las posibilidades de la región estudiada, se pasa al estudio sobre el terreno. En esta fase aplicaremos las diversas técnicas disponibles para llevar a cabo de forma lo más completo posible el trabajo, dentro de las posibilidades presupuestarias del mismo. Su objeto final debe ser corroborar o descartar la hipótesis inicial de existencia de mineralizaciones del tipo prospectado.Evaluación: una vez que hemos detectado una mineralización de interés minero, es decir, en la que observamos caracteres que permiten suponer que pueda llegar a ser explotada, pasamos a llevar a cabo su evaluación o valoración económica. A pesar de lo que pueda parecer, los datos de ésta no son aún concluyentes, y debe ir seguida, en caso de que la valoración económica sea positiva, de un estudio de viabilidad, que contemple todos los factores geológicos, mineros, sociales, ambientales, etc., que pueden permitir (o no) que una explotación se lleve a cabo.

Para cumplir con cada uno de estos objetivos disponemos de una serie de herramientas, unas para aplicar en campo y otras en gabinete.

Herramientas y técnicas de exploración minera

La exploración minera se basa en una serie de técnicas, unas instrumentales y otras empíricas, de coste muy diverso. Por ello, normalmente se aplican de forma sucesiva, solo en caso de que el valor del producto sea suficiente para justificar su empleo, y solo si son necesarias para complementar las técnicas que ya se hayan utilizado hasta el momento. Las técnicas serían las siguientes:

Recopilación de información

Es una de las técnicas preliminares, de bajo coste, que puede llevarse a cabo en la propia oficina, si bien en algunos casos supone ciertos desplazamientos, para localizar la información en fuentes externas (bibliotecas, bases de datos…). Consiste básicamente en recopilar toda la información disponible sobre el tipo de yacimiento prospectado (características geológicas, volúmenes de reservas esperables, características geométricas…), así como sobre la geología de la zona de estudio y de su historial minero (tipo de explotaciones mineras que han existido, volumen de producciones, causas del cierre de las explotaciones…). Toda esta información nos debe permitir establecer el modelo concreto de yacimiento a prospectar y las condiciones bajo las que debe llevarse a cabo el proceso de prospección.

En esta fase resulta muy útil contar con el apoyo de mapas metalogenéticos que muestren no solo la localización (y tipología) de yacimientos, sino también las relaciones entre ellos y su entorno. En este sentido, resulta muy útil la representación gráfica en éstos de metalotectos o provincias metalogenéticas.

Teledetección

La utilización de la información de los satélites artificiales que orbitan nuestro planeta puede ser de gran interés en investigación minera. Sigue siendo una técnica de relativamente bajo coste (condicionado por el precio de la información a recabar de los organismos que controlan este tipo de información) y que se aplica desde gabinete, aunque también a menudo complementada con salidas al campo.

La información que ofrecen los satélites que resulta de utilidad geológico-minera se refiere a la reflectividad del terreno frente a la radiación solar: ésta incide sobre el terreno, en parte se absorbe, y en parte se refleja, en función de las características del terreno. Determinadas radiaciones producen las sensaciones apreciables por el ojo humano, pero hay otras zonas del espectro electromagnético, inapreciables para el ojo, que pueden ser recogidas y analizadas mediante sensores específicos. La Teledetección aprovecha precisamente estas bandas del espectro para identificar características del terreno que pueden reflejar datos de interés minero, como alteraciones, presencia de determinados minerales, variaciones de temperatura, humedad…

Geología

El estudio en mayor o menor detalle de las características de una región siempre es necesario en cualquier estudio de ámbito minero, ya que cada tipo de yacimiento suele presentar unos condicionantes específicos que hay que conocer para poder llevar a cabo con mayores garantías de éxito nuestra exploración, así como otras que puedan emprenderse en el futuro. Es un estudio que se lleva a cabo durante las fases de preexploración y exploración, ya que su coste aún suele ser bastante bajo. Tiene también un aspecto dual, en el sentido de que en parte puede hacerse en gabinete, a partir de los datos de la recopilación de información y de la teledetección, pero cuando necesita un cierto detalle, hay que complementarla con observaciones sobre el terreno.

Dentro del término genérico de geología se engloban muchos apartados distintos del trabajo de reconocimiento geológico de un área. La cartografía geológica (o elaboración de un mapa geológico de la misma) incluye el levantamiento estratigráfico (conocer la sucesión de materiales estratigráficos presentes en la zona), el estudio tectónico (identificación de las estructuras tectónicas, como fallas, pliegues, que afectan a los materiales de la zona), el estudio petrológico (correcta identificación de los distintos tipos de rocas), hidrogeológico (identificación de acuíferos y de sus caracteres más relevantes), etcétera. En cada caso tendrán mayor o menos importancia unos u otros, en función del control concreto que presente la mineralización investigada.

Geoquímica

La prospección geoquímica consiste en el análisis de muestras de sedimentos de arroyos o de suelos o de aguas, o incluso de plantas que puedan concentrar elementos químicos relacionados con una determinada mineralización. Tiene su base en que los elementos químicos que componen la corteza tienen una distribución general característica, que aunque puede ser distinta para cada área diferente, se caracteriza por presentar un rango de valores definido por un distribución unimodal log-normal, En otras palabras, la concentración “normal” de ese elemento en las muestras de una región aparece como una campana de gauss en un gráfico semilogarítmico. Sin embargo, cuando hay alguna concentración anómala de un determinado elemento en la zona (que puede estar producida por la presencia de un yacimiento mineral de ese elemento), esta distribución se altera, dando origen por lo general a una distribución bimodal, que permite diferenciar las poblaciones normal (la existente en el entorno de la mineralización) y anómala (que se situará precisamente sobre la mineralización).

Así, las distintas variantes de esta técnica (geoquímica de suelos, de arroyos, biogeoquímica) analizan muestras de cada uno de estos tipos, siguiendo patrones ordenados, de forma que se consiga tener un análisis representativo de toda una región, con objeto de identificar la o las poblaciones anómalas que puedan existir en la misma, y diferenciarlas de posibles poblaciones anómalas que puedan ser una indicación de la existencia de mineralizaciones.

El coste de estas técnicas suele ser superior al de las de carácter geológico, ya que implican un equipo de varias personas para la toma y preparación de las muestras, y el coste de los análisis correspondientes. Por ello, se aplican cuando la geología ofrece ya información que permite sospechar con fundamento la presencia de yacimientos.

Geofísica

Dentro de esta denominación genérica encontramos, como en el caso de la geología, toda una gama de técnicas muy diversas, tanto en coste como en aplicabilidad a cada caso concreto. La base es siempre la misma: intentar localizar rocas o minerales que presenten una propiedad física que contraste con la de los minerales o rocas englobantes. Igual que para localizar una aguja en un pajar un imán es una herramienta de gran utilidad, éste mismo imán no nos servirá de nada si lo que hemos perdido entre la paja es una mina de lapicero de 0.5 mm.

Así, las diversas técnica aplicables y su campo de aplicación puede ser el siguiente:

Métodos eléctricos: Se basan en el estudio de la conductividad (o su inverso, la resistividad) del terreno, mediante dispositivos relativamente simples: un sistema de introducción de corriente al terreno, y otro de medida de la resistividad/conductividad. Se utilizan para identificar materiales de diferentes conductividades: por ejemplo, los sulfuros suelen ser muy conductores, al igual que el grafito. También se utilizan mucho para la investigación de agua, debido a que las rocas que contienen agua se hacen algo más conductoras que las que no la contienen, siempre y cuando el agua tenga una cierta salinidad que la haga a su vez conductora.Métodos electromagnéticos: Tiene su base en el estudio de otras propiedades eléctricas o electromagnéticas del terreno. El más utilizado es el método de la Polarización Inducida, que consiste en mediar la cargabilidad del terreno: se introduce una corriente eléctrica de alto voltaje en el terreno y al interrumpirse ésta se estudia cómo queda cargado el terreno, y cómo se produce el proceso de descarga eléctrica. Muy utilizado para prospección de sulfuros, ya que son los que presentan mayores cargabilidades. Otras técnicas: polarización espontánea, métodos magnetotelúricos, etc.Métodos magnéticos: Basados en la medida del campo magnético sobre el terreno. Este campo magnético como sabemos es función del campo magnético terrestre, pero puede verse afectado por las rocas existentes en un punto determinado, sobre todo si existen en la misma minerales ferromagnéticos, como la magnetita o la pirrotina. Estos minerales producen una alteración del campo magnético local que es detectable mediante los denominados magnetómetros.

Métodos gravimétricos: se basan en la medida del campo gravitatorio terrestre, que al igual que en el caso anterior, puede estar modificado de sus valores normales por la presencia de rocas específicas, en este caso de densidad distinta a la normal. El gravímetro es el instrumento que se emplea para detectar estas variaciones, que por su pequeña entidad y por la influencia que presentan las variaciones topográficas requieren correcciones muy detalladas, y por tanto, también muy costosas. Esta técnica ha sido utilizada con gran efectividad en la detección de cuerpos de sulfuros masivos en la Faja Pirítica Ibérica.

Métodos radiométricos: se basan en la detección de radioactividad emitida por el terreno, y se utilizan fundamentalmente para la prospección de yacimientos de uranio, aunque excepcionalmente se pueden utilizar como método indirecto para otros elementos o rocas. Esta radioactividad emitida por el terreno se puede medir o bien sobre el propio terreno, o bien desde el aire, desde aviones o helicópteros. Los instrumentos de medida más usuales son básicamente de dos tipos: Escintilómetros (también llamados contadores de centelleo) o contadores Geiger. No obstante, estos instrumentos solo mide radioactividad total, sin discriminar la longitud de onda de la radiación emitida. Más útiles son los sensores capaces de discriminar las distintas longitudes de onda, porque éstas son características de cada elemento, lo que permite discriminar el elemento causante de la radioactividad.

Sísmica: La transmisión de las ondas sísmicas por el terreno está sujeta a una serie de postulados en los que intervienen parámetros relacionados con la naturaleza de las rocas que atraviesan. De esta forma, si causamos pequeños movimientos sísmicos, mediante explosiones o caída de objetos pesados y analizamos la distribución de las ondas sísmicas hasta puntos de medida estratégicamente situados, al igual que se hace con las ondas sonoras en las ecografías, podemos establecer conclusiones sobre la naturaleza de las rocas del subsuelo. Se diferencian dos grandes técnicas diferentes: la sísmica de reflexión y la de refracción, que analizan cada uno de estos aspectos de la transmisión de las ondas sísmicas. Es una de las técnicas más caras, por lo que solo se utiliza para investigación de recursos de alto coste, como el petróleo.

En definitiva, la geofísica dispone de toda una gama de herramientas distintas de gran utilidad, pero que hay que saber aplicar a cada caso concreto en función de dos parámetros: su coste, que debe ser proporcional al valor del objeto de la exploración, y la viabilidad técnica, que debe considerarse a la luz del análisis preliminar de las características físicas de este mismo objeto.

Calicatas

A menudo, tras la aplicación de las técnicas anteriores seguimos teniendo dudas razonadas sobre si lo que estamos investigando es o no algo con interés minero. Por ejemplo, podemos tener una anomalía geoquímica de plomo y una anomalía de geofísica eléctrica, pero ¿será una mineralización de galena o una tubería antigua enterrada? En estos casos, para verificar a bajo coste nuestras interpretaciones sobre alineaciones de posible interés minero se pueden hacer zanjas en el terreno mediante pala retroexcavadora, que permitan visualizar las rocas situadas justo debajo del suelo analizado o reconocido. Además, estas calicatas permitirán obtener muestras más representativas de lo que exista en el subsuelo, aunque no hay que olvidar que por su pequeña profundidad de trabajo (1-3 metros, a lo sumo) siguen sin ser comparables a lo que pueda existir por debajo del nivel de alteración meteórica, dado que, como vimos en el apartado correspondiente, precisamente las mineralizaciones suelen favorecer la alteración supergénica.

Sondeos mecánicos

Los sondeos son una herramienta vital la investigación minera, que nos permite confirmar o desmentir nuestras interpretaciones, ya que esta técnica permite obtener muestras del subsuelo a profundidades variables. Su principal problema deriva de su representatividad, pues no hay que olvidar que estas muestras constituyen, en el mejor de los casos (sondeos con recuperación de testigo continuo) un cilindro de roca de algunos centímetros de diámetro, que puede no haberse recuperado completamente (ha podido haber pérdidas durante la perforación o la extracción), y que puede haber cortado la mineralización en un punto excepcionalmente pobre o excepcionalmente rico. No obstante, son la información más valiosa de que se dispone sobre la mineralización mientras no se llegue hasta ella mediante labores mineras.

Los sondeos mecánicos son un mundo muy complejo, en el que existe toda una gama de posibilidades, tanto en cuanto al método de perforación (percusión, rotación, rotopercusión), como en lo que se refiere al diámetro de trabajo (desde diámetros métricos a milimétricos), en cuanto al rango de profundidades alcanzables (que puede llegar a ser de miles de metros en los sondeos petrolíferos), en cuanto al sistema de extracción del material cortado (recuperación de testigo continuo, arrastre por el agua de perforación, o por aire comprimido). Todo ello hace que la realización de sondeos mecánicos sea una etapa especialmente importante dentro del proceso de investigación minera, y requiera la toma de decisiones más detallada y problemática.

Interpretación de resultados

A la vista de los hasta ahora expuesto, el proceso de exploración minera consiste en una toma de datos continua que hay que ir interpretando sobre la marcha, de forma que cada decisión que se tome de seguir o no con las etapas siguientes esté fundamentada en unos datos que apoyan o no a nuestra interpretación preliminar.

De esta forma, cada etapa de la investigación que desarrollamos debe ir encaminada precisamente a apoyar o desmentir las interpretaciones preliminares, mediante nuevos datos que supongan una mejora de la interpretación, pero sin buscar sistemáticamente la confirmación a toda costa de nuestra idea: la cabezonería puede ser muy costosa para la compañía, aunque sin ella a menudo no habría investigación minera.

En definitiva, la interpretación de los resultados debe ser muy detallada, y debe buscar las coincidencias que supongan un apoyo a nuestras ideas, pero también las no coincidencias, que debe analizarse de forma especialmente cuidadosa, buscando la o las explicaciones alternativas que puedan suponer la confirmación o el desmentido de nuestras interpretaciones, sin olvidar que al final los sondeos confirmarán o no éstas de forma casi definitiva.
Lecturas recomendadas

Annels, A.E. (1991). Mineral deposit evaluation: A practical approach. Chapman & Hall. 436 pg.

Bustillo Revuelta, M.; López Jimeno, C. (1996). Recursos Minerales. Tipología, prospección, evaluación, explotación, mineralurgia, impacto ambiental. Entorno Gráfico S.L. (Madrid). 372 pg.

Earth Science Australia. http://www5.50megs.com/esa/mindep/depfile/explora.htm

Earth Science Australia. http://www5.50megs.com/esa/mindep/depfile/eval.htm

Evans, A.N. (1995). Introduction to mineral exploration. Blackwell Science. 396 pg.

Gunn, A.G.; Plant, J.A. (1998). Multidataset analysis for the developpment of gold exploration models in western Europe. British Geological Survey. 143 pg.

ITGE (1993). Estudios de viabilidad en estudios mineros. Colección informes minería. ITGE. 133 pg.

Marjoribanks, R. (1997). Geological methods in mineral exploration and mining. Chapman & Hall. 115 pg.

McKinstry, H.E. (1970). Geología de minas. Ed. Omega. 671 pg.

Peters, W.C. (1978). Exploration and mining geology. Willey. 696 pg.

Stone, J.G.; Dunn, P.G. (1994). Ore reserves estimates in the real world. Society of Economic Geologits, Sp. Publication 3. 150 pg.

Wellmer, F.W. (1998). Economic evaluations in exploration. Springer. 163 pg.

15.- Explotación Minera

La explotación de un yacimiento minero supone la existencia de una concentración de un mineral, elemento o roca con suficiente valor económico como para sustentar esta explotación minera con un beneficio industrial para la empresa. Para que esto se produzca, se ha de cumplir la ecuación:

Valor Producción = Costes + BeneficiosEl valor de la producción se obtiene mediante la valoración económica del yacimiento, de acuerdo con los datos del estudio de investigación minera, y por tanto, dependen de la naturaleza y características de la mineralización, que serán unas determinadas. De forma que para poder cumplir con esta condición, tenemos que analizar los costes que implica la explotación minera del yacimiento.

Este factor, el coste, depende de muchos factores. Algunos de ellos no son modificables: si el yacimiento se localiza a gran distancia de centros de transporte o de consumo, tendremos un coste de transporte a asumir (y minimizar en lo posible). Otros dependen de decisiones a tomar: por ejemplo, la decisión de abordar una explotación a cielo abierto osubterránea incide de forma decisiva sobre este factor de coste. No obstante, rara vez tomamos este tipo de decisiones libremente, ya que suelen estar condicionadas por factores propios de mineralización: profundidad a la que se encuentra, geometría (horizontal o vertical, mayor o menor espesor). En cualquier caso, en la toma de decisiones implicada en el diseño de una explotación minera siempre tenemos un mayor o menor grado de libertad, que nos permite evaluar distintas alternativas, y elegir la más adecuada para cada yacimiento, de forma que la ecuación se cumpla (lo cual no siempre ocurre, naturalmente).
Lecturas recomendadas

Annels, A.E. (1991). Mineral deposit evaluation: A practical approach. Chapman & Hall. 436 pg.

Earth Science Australia. http://www5.50megs.com/esa/mindep/depfile/minper.htm

Hagel, E. (1991). Minería del oro. GEA, Serie Monografías y Textos, nº 1. 227 pg.

Info-Mine: http://www.infomine.com

McKinstry, H.E. (1970). Geología de minas. Ed. Omega. 671 pg.

Thomas, L.J. (1985). An introduction to mining. Methuen. 471 pg.