Depositos Minerales en Ambientes

UNI-FIGMM-EG GE801 –T

APUNTES DE LAS LECTURAS

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DEPOSITOS MINERALES EN AMBIENTES SUBTERRANEOS

Mineralogía de menas y gangas

La herencia De vez en cuando durante la historia geológica los elementos componentes de rocas y depósitos minerales entran en ambientes nuevos, donde algunos de sus aspectos se mantienen y donde algunas de sus propiedades mineralógicas cambian debido a las nuevas condiciones geoquímicas. En este sentido las rocas y los depósitos minerales llevan una herencia. La presencia de una herencia y de una roca de partida es obvia en los depósitos de placeres, en depósitos supergénicos de sulfuros y en depósitos de uranio del tipo 'roll-front'. El término 'roll-front' se refiere a depósitos de forma curvada, no concordantes con respecto a las capas, que los albergan. En el caso de los depósitos de uranio de este tipo las rocas encajonantes generalmente son areniscas. El uranio se disuelve debido a procesos de corrosión, es transportado y migra hacia abajo en los estratos de areniscas, donde el uranio se redeposita Debido a los varios procesos geológicos, que pueden afectar una asociación de minerales generalmente la presencia de una herencia no es tan obvia como en este ejemplo arriba presentado. El depósito de plomo de Midbladen en Marocco da un ejemplo para una herencia menos evidente. Se constituye de zonas de galena diseminada y baritina masiva ubicada en cuerpos estratiformes de margas y pelitas del jurásico, de galenitas en vetas y de un conglomerado cretácico con 'pebbles' de barita. Las fases sucesivas de mineralización fueron confirmadas claramente por medio de estudios de los isótopos de plomo. En base de los estudios estratigráficos y estructurales los científicos pensaron, que la mineralización la más antigua proviene del Liass (Jurasico inferior), pero estudios isotópicos indican, que probablemente se deriva de una mineralización aun más antigua. Por otro lado en otro contexto la presencia de cuerpos uno al lado de otro que no tienen nada en común es parte del argumento de la herencia compleja. Si puede reconocerse más de una asociación mineralógica o geoquímica esto nos puede indicar distintos eventos de mineralización o puede reflejar la historia termal de un solo evento. Las evidencias texturales, estratigráficas y estructurales deben de tomarse en cuenta para los análisis.

Asociaciones minerales económicas La esfalerita y la galena son minerales asociados comúnmente, es muy probable que estén acompañados de pirita y también calcopirita. Esta asociación que es frecuente se le abrevia como BPGC (blenda-pirita-galena-calcopirita). La fluorita y baritina son minerales que andan asociados comúnmente y de hecho, a menudo se encuentran en las venillas de BPGC y podemos utilizar su aparición como guía de búsqueda de BGCP. El modelo conceptual resultante podría ser muy interesante, como sucedió en Walton, mina Nova Scotia, donde se encontró un cuerpo rico en Zn-Pb-Ag-Cu 75m debajo de otro cuerpo de baritina. Podemos utilizar a la wolframita o quizás al topacio o turmalina como una guía para encontrar casiterita. La ocurrencia de molibdenita puede servir como quía para encontrar yacimientos tipos pórfido de cobre. Podemos trabajar con las asociaciones minerales tal como se hace en la exploración geoquímica que trabaja con elementos indicadores y elementos guía (elemento de



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acompañamiento). Pero también hay que tener cuidado al tomar estos conceptos pues hay que tener en cuenta que existen yacimientos minerales con asociaciones individuales, condiciones geológicas locales propias y la herencia. Pero tenemos que tener en cuenta que no siempre encontraremos estas asociaciones por lo tanto hay que tener presente que algunas de estas se ajustan a modelos o esquemas de equilibrios de minerales. La tabla adjunta tiene que entenderse que es muy útil pero que debemos dar amplio espacio para las excepciones. También, existe la condición de que comúnmente los minerales se producen juntos en un mismo lugar, por lo que la asociación depende del lugar donde te encuentres dentro del yacimiento. En la tabla solo se colocan solo algunas de las asociaciones más importantes que podremos encontrar. MINERALES DE MENA ASOCIACIONES ENSAMBLES DE

MENA ENSAMBLES DE

MATRIZ Calcopirita (cp) bornita (bn)

Plutones, pórfidos de cobre

py, cp, bn, mb, (ef, gn, en)

Qz, sr, cal sid, ensambles de skarn

Venas y reemplazamiento Py, cp, cc, bn, en, cv, (tt, tn, mb, ef, gn)

Qz, (bar, fl, cal, anh, rc, sid)

Asociaciones sedimentarias estratiformes

Cc, bn, cp, (Cu, gn, ef, py) Qz, cap, ser, (bar)

Enargita (en) calcocita (cc) tetraedrita/tenantita (tt) cobre nativo (Cu) covelita (cv) Sulfuros masivos

Estratoligados Py, cp, ef, gn, (tt, bn) Qz, carb, anh, (bar)

Volcánicos y subvolcanicos

Cvt, slv, pet, hes, py, sulfuros de metales bases y sulfosales

Qz, (cal, dol, fl)

Conglomerados precambrianos

Au, py, sulfuros de metales base, minerales de U-Th, Ag

Qz, ser, cp

Plutones, venas y diseminados

Au, py, asp, po, (hrn, mag, sch, cbr) Qz, (car, feld, chl, tm)

Oro nativo (Au) calaverita (cvt) silvanita(slv) petzita (pet)

Estratoligados-metamórfico

Au, py, po, asp, mag, hem, sulfuros de metales base, wf, sch

Qz, (tm,car, chl)

Sulfuros estratoligados masivos Py, ef, gn, cp, (po, mag) Qz,, (cal, dol, ser).

Plutones asociados Ef, gn, (gn, mag, hm, py, po) Gr, pyx, cal, dol, qz.

Venas y reemplazamiento Gn, ef, tt, py, cp, (po, asp, mag)

Qz, sid, bar, cal, dol, jasp, (rc, ank)

Galena (gn) esfalerita (ef)

Estratiforme-metamórfico Py, ef, gn, (cp, po, mag) Dol, cal, bar, fl, (mica, chl)

Pórfidos de molibdeno Py, mb, (cp, mag) Qz, bio, ser, (fl) Pórfidos cobre-molibdeno = al porfido de cobre = al profido de cobre Molibdenita (mb)

powelita (pow) Pirometasomatismo Sch, mb, pow, (cpy, bn, mag) Gr, pyx, qz, amph

Sulfuros de metales base ricos en plata, depósitos de sulfuros masivos

= plomo- zinc = plomo-zinc

Venillas de arseniuros de plata-cobalto-niquel

Py, agt, cp, gn, Ag, Bi, (Fe-Ni-Co-Ag) Qz, cal, (dol, bar, fl)

Plata nativa (Ag) argentita (agt) proustita (pu) pirargirita (prg) polibasita (plb) Venas volcánicas y sub-

volcánicas Ag, agt, plb, (gn, cp, py, teluros de Au-Ag) Qz, rc, rd, zeo



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Secuencia paragenética Un fluido mineralizador cambia gradualmente su composición mientras migra desde su fuente ya que reacciona con las rocas, cambiando su composición química, pH y otras propiedades; migra a sectores de menor presión y pierde calor al entrar en contacto con rocas más frías. Al ocurrir estos cambios físicos y químicos, los minerales de mena y ganga se aproximan a sus respectivas constantes de equilibrio y son depositados en cierta secuencia. Esta depositación secuencial provee un registro detallado de la evolución en tiempo y espacio de una solución mineralizadora. El orden cronológico de depositación mineral se conoce como la secuencia paragenética o paragénesis de un depósito mineral, mientras que la distribución espacial se conoce como zonación. La secuencia temporal de depositación de minerales se conoce como secuencia paragenética o paragénesis. Esta se determina principalmente en base a estudios microscópicos con luz reflejada de secciones pulidas, utilizando los criterios texturales mencionados en la sección precedente, pero la relación entre distintas venillas constituyen también antecedentes valiosos al respecto. La paragénesis es indicativa de la evolución de los fluidos durante la formación de depósitos minerales. Por ejemplo la figura que muestra la paragénensis del yacimiento estratoligado de cobre con plata subordinada Mantos Blancos (Chavez, 1985) el que muestra que la pirita-calcopirita-bornita y magnetita menor se depositaron primero seguidas por cantidades subordinadas de calcosina-covelina - digenita hipógenas acompañadas de hematita. Esta secuencia paragenética indica un aumento gradual de la proporción de cobre en los sulfuros y probablemente una disminución de la actividad del azufre en los fluidos mineralizadores con el tiempo. La secuencia paragenética se caracteriza por el sucesivo reemplazo de sulfuros ricos en Fe (pirita, calcopirita) por sulfuros ricos en Cu (bornita, calcosina, covelina, digenita) lo que puede explicar la liberación de Fe y la formación de hematita hipógena que acompaña a los sulfuros en el yacimiento mantos Blancos.



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PATRONES DE ZONAMIENTO MINERAL

1.- Zonamiento mineral Es la distribución de los minerales según la condición de temperatura, presión y rasgos geológicos, durante la depositación de los minerales este zonamiento se observa a diferentes escalas. También se puede decir que es el patrón regular de distribución de los minerales o de los modelos de fábrica, en zonas, en la corteza terrestre o en un yacimiento general especifico. Los depósitos minerales hidrotermales generalmente, se encuentran zoneados en un arreglo concéntrico alrededor de una masa ígnea. Los minerales de alta temperatura (hipotermales ) se han formado cerca de lo roca ígnea y los de baja temperatura (epitermales) alejados de la masa ígnea. El zonamiento mineral de un cristal es el resultado de una distribución no uniforme de los cationes de la estructura atómica. En algunos casos el arreglo ocurre concéntricamente alrededor de un punto o eje. En algunos casos el zonamiento se da en colores vistosos.

2.- Zonamiento geoquímico La composición geoquímica de de los fenocristales de una roca ígnea, y la formación de los zonados en los mismos, nos ayudan a determinar los procesos que han operado en el magma durante la cristalización, así como la evolución en la composición que este puede haber seguido. Una de las manifestaciones más frecuentes del proceso de mezcla de magmas básicos o ultrabásicos es la formación de zonados complejos en los fenocristales que están cristalizando. No obstante cambios bruscos en los procesos de cristalización de un magma (despresurización, exolución de volátiles) o el entrampamiento de cristales formados a distintos niveles de cámaras estratificadas más profundas, son otros procesos que generan desequilibrios minerales importantes y zonados complejos en los minerales.

3.- Alteración de la roca caja Potásica Sus minerales esenciales son muscovita, biotita y feldespato potásico, en especial estos dos últimos. Comúnmente se asocian magnetita o hematita, anhidrita y carbonatos con hierro mientras que los minerales de las arcillas están ausentes. El feldespato potásico se presenta en diferentes ambientes, así bajo la forma de adularia se asocia a fuentes termales y depósitos epitermales. En cambio como ortosa (o microclino) se presenta en yacimientos de cobre diseminado. En este último tipo de depósito el feldespato está junto a biotita y anhidrita en venillas, a través de un reemplazo por difusión. La razón azufre/metal es moderada, siendo la proporción de pirita 3 a 1. Este sulfuro representa el principal mineral hipogénico y se distribuye a modo de diseminación. La mineralización está integrada además por calcopirita y molibdenita. Según el modelo establecido para este tipo de depósito, la mena se presenta en la interfase entre las zonas potásicas y fílica. La zona en consideración es la que se localiza en la parte central y a mayor profundidad. Sericítica



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Sus minerales predominantes son sericita, cuarzo y pirita. Esta denominación fue utilizada para designar en el campo, un material micáceo de grano fino y coloración clara que se asociaba a distintos yacimientos. Esta alteración también ha sido descripta como cuarzo-sericítica o fílica, y representa unos de los tipos más difundidos. La sericitización de los silicatos da como resultado un mosaico de cuarzo y sericita, que a veces destruye la textura original de la roca. Para diferenciar esta mica potásica de la pirofilita, paragonita o flogopita se necesitan efectuar análisis composicionales o difracción de rayos X. Esta alteración ha sido encontrada en depósitos de cobre diseminado, conformando una asociación mineral integrada por: sericita, cuarzo, pirita, hidrómica y a veces clorita y rutilo. Grada a potásica hacia la zona central y a Propilítica o argílica hacia la roca sin alterar. En general este sector constituye parte del cuerpo mineralizado, en particular la zona de pirita. Este sulfuro se presenta como diseminación y fundamentalmente como venillas. Representaría un estado más avanzado de alteración y es más joven que el grupo silícico-potásico. La sericita también se presenta en greisen, junto a cuarzo-topacio-fluorita-apatita-zinwaldita berilo - casiterita, etc., como mineralizaciones de Sn-W-Mo. Asimismo, se ha descrito asociada a depósitos mesotermales, acompañada por clorita. Argílica avanzada Se caracteriza por la siguiente asociación: dickita, caolinita, pirofilita, frecuentemente sericita y cuarzo y a veces alunita, pirita, turmalina, topacio, zunyita y arcillas amorfas. Se presenta como una zona interior o adyacente a muchas vetas de metales básicos (Butte, USA), pipes telescopados (Red Mountain District, USA) o cobres diseminados (Cerro Pasco, Perú). Químicamente representa una extrema lixiviación hidrolítica de bases de todas las fases alumínicas. Este tipo de alteración ocurre donde se han movilizado apreciablemente el aluminio, removiéndose algo de sílice, hierro, potasio, sodio, calcio y magnesio. Los sulfuros hipogénicos asociados van desde escasos a abundantes, con alta relación azufre/metal. Alteración argílica intermedia Predominan caolinita y montmorillonita, aunque algunas arcillas amorfas pueden localmente ser importantes. El feldespato potásico y la biotita, parcialmente recristalizada a clorita, están a veces presentes. La caolinita es inestable a temperaturas mayores a 400 °C y la montmorillonita probablemente a valores apenas superiores, por lo cual el límite superior para esta alteración sería de 400 a 480 °C. Zonalmente grada a una alteración propilítica hacia la roca fresca y a sericítica en dirección de la mineralización, con predominio de montmorillonita en la franja externa y de caolinita en el sector interno. Dentro del grupo de la caolinita se detectaron dickita, caolinita, haloisita y metahaloisita. En la franja externa se ha determinado la presencia de clorita, magnetita y pirita como productos de alteración de minerales máficos y plagioclasas cálcicas. Generalmente los sulfuros no son importantes. Alteración Propilítica Involucra epidota (zoicita, clinozoicita), albita, clorita, leucoxeno y carbonato, además sericita, pirita, arsenopirita y óxidos de hierro y menos frecuentemente zeolitas o montmorillonita. Esta denominación fue empleada por primera vez para describir la alteración metasomática débil de las andesitas de Comstock Lode (Nevada, USA). En algunos trabajos esta alteración ha sido caracterizada por las siguientes asociaciones: Clorita-calcita-caolinita Clorita-calcita-talco Clorita-epidota-calcita Clorita-epidota En las tres primeras es considerable la concentración de CO2. En aquellas áreas donde la alteración hidrotermal observa una zonación, pasa gradualmente hacia rocas frescas. Los sulfuros asociados, principalmente pirita, tienen una relación azufre/metal baja a intermedia. Es



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un tipo común de alteración en depósitos de cuarzo aurífero y en otros presentes en rocas intrusivas y volcánicas básicas a intermedias. Durante la propilitización se introduce abundante agua, pudiendo haber también adición de CO2, S, As. Algo de sílice es generalmente extraída durante el proceso y puede haber también pérdida de sodio, potasio y alcalinos térreos en algunos depósitos. Esta alteración puede penetrar grandes volúmenes de rocas y no estar directamente relacionada con los depósitos minerales epigenéticos. Cloritización Es uno de los tipos más comunes de alteración. Puede desarrollarse por la alteración de silicatos fémicos, con la introducción de agua y la remoción de algo de sílice. En otros casos Mg, Fe, Al y algo de SiO2 son aportados hacia la roca de caja, conformando un material rico en cloritas. Este grupo mineral puede presentarse solo o bien acompañado por sericita, turmalina y cuarzo, además de pequeñas cantidades de epidota, albita y carbonatos. Estas cloritas tienen composiciones variables a diferentes distancias de los cuerpos de sulfuros, así el contenido en Fe es generalmente mayor en las proximidades de la mineralización. Los sulfuros asociados son pirita y pirrotina. Esta alteración está relacionada con la propilitización. Zeolitización Consiste en el desarrollo de zeolitas tales como estilbita, natrolita, heulandita, etc. Frecuentemente se trata de un proceso extenso y no asociado con depósitos minerales, sin embargo acompaña al Cu en basaltos amigdaloides y es relativamente importante en ambientes de fuentes termales. Las zeolitas son acompañadas por calcita, prehnita, etc. La razón azufre/metal es baja así como el cobre nativo, calcosina y bornita se asocian a óxidos de hierro en vez de pirita. Carbonatización Se trata de la formación de carbonatos secundarios en las rocas de caja de depósitos epigénicos. El fenómeno es particularmente común en calizas (dolomitización) y en rocas básicas (ankeritización). Mientras que la sideritización frecuentemente acompaña depósitos de Pb-Ag-Zn en sedimentitas, la dolomitización afecta grandes volúmenes de rocas carbonatadas y es de naturaleza regional, pudiendo estar o no asociada con procesos mineralizantes. Los procesos químicos involucrados en la carbonatización son complejos y dependen esencialmente del tipo de roca afectada. Durante la dolomitización mucho Mg y algo de Fe y Mn son introducidos, mientras que la ankeritización de rocas básicas e intermedias parece requerir solamente la introducción de CO2. Durante estos procesos mucha sílice es removida y probablemente transferida a las vetas, donde cristaliza como cuarzo. Feldespatización Consiste en el desarrollo de feldespatos secundarios en la roca de caja de depósitos minerales. La albitización es quizás la más común pero la formación de feldespatos potásicos (microclino, ortosa o adularia) también es habitual en ciertos yacimientos. Químicamente el proceso puede incluir la introducción de K, Na y Al, aunque en algunos depósitos estos elementos se reordenan y el sistema es esencialmente isoquímico. De acuerdo a ciertos investigadores el término albitización se debe reservar para aquellos procesos en los que el sodio es introducido metasomáticamente, provocando que casi todo el material aluminoso se convieta en albita o bien oligoclasa sódica. Los sulfuros no son abundantes en esta alteración. Silicificación Involucra un aumento de sílice, con el desarrollo de cuarzo secundario, jaspe, calcedonia, chert, ópalo u otras variedades silíceas en las rocas de caja de depósitos epigénicos. La química de esta alteración es variada y depende esencialmente del tipo de roca afectada. En materiales carbonáticos hay generalmente una mayor introducción de sílice y una gran remoción de Ca, Mg,



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Fe, CO2 entre otros constituyentes. En rocas silicatadas, la sílice puede ser redistribuída entre las rocas de caja. Se asocia a la depositación de sulfuros principalmente. Biotitización Es un tipo de alteración no común. Involucra la formación de biotita o hidrobiotita, Durante el proceso, H2O y K son introducidos y algo de SiO2 puede ser extraída. Menos comúnmente otros componentes de la mica (Mg-Fe-Al) son también introducidos en la roca encajante. Turmalinización En las rocas de caja de ciertos depósitos epigénicos se desarrolla turmalina, debido a la introducción de boro y algo de Mg, Fe, Ca, Na y Li. En afloramientos de pizarras y esquistos, donde es intensa esta alteración, se observa una disminución en SiO2 y CO2 en esas rocas. Alunitización Es común en algunos depósitos epitermales, en rocas volcánicas ácidas. Generalemnte consiste en el desarrollo de alunita (K,Na)Al3 (SO4)2 (OH)6 y cuarzo, como resultado de alteración de rocas feldespáticas. Químicamente involucra la introducción de S y H2O y la remoción de SiO2, Na, Ca, Mg y Fe. Esta alteración puede ser hipogénica o supergénica. Suele vincularse a depósitos de oro "sulfato-ácido". Hematitización Es una alteración que frecuentemente acompaña vetas de uranio (pechblenda) y también de estaño (altas temperaturas) hasta de baritina (epitermal). La presencia de hematita indicaría una baja presión parcial de azufre en la soluciones mineralizantes. El hierro pudo haber sido introducido como Fe+3 en la roca de caja o solo redistribuído durante la oxidación. Serpentinización Generalmente consiste en la formación de serpentina o talco en rocas ultrabásicas tales como dunitas, peridotitas y/o piroxenitas. Esta alteración también ocurre en calizas y dolomías cristalinas, asociándose a depósitos de asbesto y de cobre, fundamentalmente. En rocas ultrabásicas involucra la introducción de H2O y la redistribución de otros componentes mientras que en los calcáreos existe introducción de SiO2 y algo de Mg. Es de destacar que la serpentinización puede ocurrir en rocas ultrabásicas también por acción deutérica. Fenitización Es característica de carbonatitas y consiste esencialmente en el desarrollo de nefelina, piroxenos y anfíboles sódicos en estas rocas. Los cambios químicos son complejos y dependen de un gran medida de la composición de las rocas carbonatíticas. Ocurre generalemnte una pérdida de sílice y una adición de Na, K, Fe, Ca y CO2, pudiendo o no ser significativa la presencia de elementos menores o traza (Ba, Ti, Nb, Zr, P, etc.). Skarnificación Consiste en el desarrollo de silicatos de Ca, Mg, Mn, Fe (wollastonita, granate, olivinas, piroxenos, uralita, escapolita, anfíboles), cuarzo y magnetita en calizas, dolomías, pizarras y esquistos calcáreos. El depósito mineral puede o no estar asociado con este proceso. Esta alteración puede ser esencialmente isoquímica con remoción de CO2 y otras veces incluye la introducción de sílice, Mg, Fe y volátiles (F, Cl, B y H2O), con una extensa pérdida de CO2. En algunos depósitos asociados con skarn, la introducción de sulfuros, scheelita y óxidos parece haber tenido lugar simultáneamente con la formación de los principales minerales de skarn. En otros yacimientos en cambio sería posterior y en este caso el skarn se altera, observándose el reemplazo de piroxeno por tremolita y actinolita y desarrollo de cuarzo, epidota, calcita y clorita. En estos yacimientos de contacto numerosos sulfuros pueden estar presentes, con excepción de aquellos grupos que observan una relación elevada de azufre/metal. La pirita, calcopirita, a veces



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la pirrotina y la hematita o magnetita son comunes en la porción completamente silicatada de la zona de contacto, mientras que la blenda y galena se extienden dentro de las calizas, más allá del frente principal de silicatación.

Factores que controlan a la alteración de las rocas. a) Temperatura y la diferencia de temperatura (Δtº) entre la roca y el fluido que la invade: mientras más caliente el fluido mayor será el efecto sobre la mineralogía original. b) Composición del fluido; sobre todo el pH del fluido hidrotermal: mientras más bajo el pH (fluido más ácido) mayor será el efecto sobre los minerales originales. c) Permeabilidad de la roca: Una roca compacta y sin permeabilidad no podrá ser invadida por fluidos hidrotermales para causar efectos de alteración. Sin embargo, los fluidos pueden producir fracturamiento hidráulico de las rocas o disolución de minerales generando permeabilidad secundaria en ellas. d) Duración de la interacción agua/roca y variaciones de la razón agua/roca. Mientras mayor volumen de aguas calientes circulen por las rocas y por mayor tiempo, las modificaciones mineralógicas serán más completas. e) Composición de la roca; la proporción de minerales: es relevante para grados menos intensos de alteración, dado que los distintos minerales tienen distinta susceptibilidad a ser alterados, pero en alteraciones intensas la mineralogía resultante es esencialmente independiente del tipo de roca original. f) Presión: este es un efecto indirecto, pero controla procesos secundarios como la profundidad de ebullición de fluidos, fracturamiento hidráulico (generación de brechas hidrotermales) y erupción o explosiones hidrotermales. Los dos factores iníciales temperatura y composición del fluido hidrotermal son lejos los más importantes para la mineralogía hidrotermal resultante de un proceso de alteración. Esto es relevante porque las asociaciones de minerales hidrotermales nos dan indicios de las condiciones en que se formaron depósitos minerales de origen hidrotermal. La intensidad de la alteración corresponde a un término objetivo que se refiere a la extensión en que una roca ha sido alterada, mientras que el grado de alteración es un término subjetivo que requiere una interpretación basada en la mineralogía de alteración. Sin embargo, se han propuesto los términos pervasividad para indicar la intensidad de la alteración y extensividad para indicar la distribución espacial de la alteración hidrotermal. Estos últimos términos fueron propuestos para cuantificar porcentualmente la intensidad y extensión de alteración hidrotermal. Sin embargo, en la práctica nunca se generalizó su uso en tal sentido, pero el término pervasivo se utiliza corrientemente para referirse a que tan penetrativa es la alteración de las rocas. Una alteración pervasiva se refiere a aquella en que una roca está completamente alterada en todo su volumen, en contraposición a alteraciones poco pervasivas donde la alteración se limita a las vecindades de las fracturas por donde circuló el fluido, pero las partes masivas de las rocas están inalteradas.



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MORFOLOGÍA DE DEPÓSITOS MINERALES La simetría o la forma de un depósito da grupos bien definidos de diferentes yacimientos. El listado muestra una separación relativamente perfecta entre los grupos. Los métodos de explotación dependen mucho de la forma del yacimiento. Grupos como concordante, discordante, regular, irregular definen bastante exacto una situación. La crítica es por primero existen también simetrías no tan claras ("semi-irregular"; "casi concordante"), por otra este clasificación es poco científica. La forma de un yacimiento es una característica secundaria y no tiene automáticamente una relación con su mineralización. Pero es un agrupamiento bastante lógico y tiene algunas ventajas didácticas Esta clasificación divide al primero entre depósitos discordantes y concordantes. en el segundo plano como se ve: regular o irregular. Los depósitos intramagmáticos están generalmente adentro del grupo "concordante". La razón es la apariencia de este tipo de yacimientos en una forma "estratificada" o "leyered" que da un aspecto general de concordancia.

VETAS TABULARES -VETIFORMES ZONA DE FALLA

DIATREMAS (PIPES) 1 DISCORDANTES -

REGULARES TUBULARES

CHIMENEAS (S) PÓRFIDOS CUPRÍFEROS IMPREGNACIONES ALTERACIONES FLATS 2 DISCORDANTES -

IRREGULARES REEMPLAZO

SKARN SULFUROS (CU) EN CAJA SEDIMENTARIA BANDED IRON FORMATION HIERRO OOLÍTICO SAL, EVAPORITAS FOSFATOS CALIZAS

SEDIMENTARIOS SIMPLES, AUTÓCTONOS (DEL LUGAR MISMO)

ENERGÉTICOS: CARBÓN, HULLA, TURBA FLUVIALES EÓLICOS COLUVIALES LAVADEROS LITORALES: FE-BRECHAS ARENAS, ARENISCAS GRAVAS

SEDIMENTARIOS ALÓCTONOS (TRANSPORTADAS)

ACUMULACIONES CLÁSTICAS

ARCILLAS REEMPLAZO CONCORDANTE

BAUXITAS

ESTR

ATO

- LI

GA

DO

S

DEPÓSITOS RESIDUALES LATERITAS

TIPO BESSHI TIPO CIPRE TIPO KUROKO

CAJA VOLCÁNICA -(SEDIMENTARIA)

SULFUROS MACIZOS

TIPO PRIMITIVO

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CO

NC

OR

DA

NTE

S

ROCA / CAJA METAMÓRFICA CAJA ÍGNEA MAGMÁTICOS PRIMARIOS



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DEPÓSITOS DE MINERALES DISCORDANTES

DEPÓSITOS DE MINERALES DISCORDANTES REGULARES

Yacimientos Vetiformes Tienen una simetría tabular. El origen de la estructura tabular puede ser una veta hidrotermal, un dique magmático o una zona de falla mineralizada. Diques son estructuras de formación magmática (cristalización magmática) con un ancho entre 1 m hasta 200 m. Diques muestran frecuentemente una salbanda en los límites a la roca de caja. La salbanda se forma por un comportamiento diferente durante la cristalización especialmente al respeto al enfriamiento en comparación de sectores interiores del dique. La Salbanda se nota en terreno como dos líneas paralelas de rocas de mayor o menor resistencia a la meteorización (Se ve como líneas de ferrocarril). Diques sufren después de la cristalización magmática muchas veces una metasomatosis por las propias aguas hidrotermales del sistema. Se habla de una autometasomatosis. Vetas son estructuras de formación post-magmática, en la mayoría hidrotermal. Los minerales se cristalizan de una fase acuática de acuerdo de la temperatura y presión (entre otros factores véase más información). Zonas de Fallas también pueden mostrar una mineralización de forma tabular a causa de una metasomatosis de las rocas fracturadas en la zona de falla. El fracturamiento dio espacio para los líquidos ascendentes o descendentes. En conclusión las diferencias entre los tres grupos no son tan marcado, es decir tal vez existen estructuras transitorias entre los grupos por ejemplo entre veta y zona de falla mineralizada.

La mineralización de una veta puede ser internamente heterogénea. Existen sectores de mediana ley o de alta ley o sectores estériles.

Por supuesto estructuras vetiformes siempre muestran una relación a la geología estructural del sector. La estructura tabular por si mismo es una estructura tectónica. La mineralización interna de una veta depende también de estructuras en intersección. Depende de la secuencia de las fases tectónicas: Fases más jóvenes en comparación de la estructura no afectan la veta, fases de la misma edad controlan fuertemente la mineralización. Los fases después de la formación de la veta provocan principalmente desplazamientos en la estructura.



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DEPÓSITOS DISCORDANTES IRREGULARES

Pórfidos de Cobre

Los depósitos del tipo pórfido hoy día juegan un papel muy importante en la minería del cobre, molibdeno y estaño. Los pórfidos se conoce bajo muchos nombres, que complica un poco la situación. En general los yacimientos diseminados (disseminated molybdenums), los yacimientos "stockwerk" hoy día pertenecen al grupo de los pórfidos.

Generalmente los pórfidos o porphyries tienen leyes relativamente bajos y cubren un sector bastante amplio. Tienen una relación con una roca intrusiva que en partes muestra una textura porfídica. También existe una relación con rocas extrusivas - volcánicas que marcan fuertes cambios secundarios por actividades hidrotermales. Se nota una gran variedad de alteraciones de las rocas de caja y de la intrusiva. Existen minerales secundarios en una forma diseminado es decir en una distribución fina. Además existen vetillas, venillas y rellenos de diaclasas en varias formas y densidades. Los yacimientos del tipo pórfido afloran generalmente en márgenes continentales destructivos - especialmente en zonas de subducción.

Los pórfidos cupríferos más grandes del mundo se ubican en Chile, Estados Unidos, Canadá pero también en Panamá, México Nuevo Guinea e Irán.

Caracterización de pórfidos:

Característica Detalles Cu: entre 0,3 % hasta 1,4 % Mo entre 0,01 hasta0,06% Leyes de metal Au 0 hasta 0,6 g/ton Intrusivas: Granitos, granodioritas, tonalitas, monzonitas cuarcíferos, dioritas Subvolcanicas: stocks dioriticos - granodioríticos con textura porfídica Rocas existentes Volcánicas: +/-dacitas

Alteraciones Alterción potásica, sericítica, argílica, propilítica y silificación (LOWELL & GUILBERT ; SILLITOE)



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diseminación: la mena aparece en finas partículas distribuidas stockwork: rellenos de diaclasas, vetillas venillas, vetas con mena, u otros minerales de formación hidrotermal como yeso, calcita y baritina. Pebble dykes: Brechas hidrotermales de diferentes tamaños

Estructuras

Estructuras tectónicas expansivas (fallas, diques) con-genéticas de la formación del yacimientos

Tipos de Alteraciones:

El modelo de LOWELL & GUILBERT(1970) muestra los tipos de diferentes alteraciones hidrotermales de la roca de caja y las simetrías en el sector alterado. Además el modelo contempla con la ubicación de las mineralizaciones de sulfuros más importantes. Las zonas alteradas se diferencian por su contenido en minerales secundarios. (Que pueden ser igual o diferente de los minerales de origen primario). Entonces para determinar en terreno y sección transparente la zona de alteración hay que diferenciar al primero entre minerales primarios y secundarios y después se analiza la paragenesis de minerales secundarios.

Generalmente LOWELL & GUILBERT diferencian cuatro zonas de alteraciones hidrotermales:

a) Zona Potásica (ingl.: potassic zone): La zona más a dentro de la alteración Las ortoclasas, plagioclasas y minerales máficos primarios se cambian por procesos hidrotermales a ortoclasa (kfeld) y biotita, ortoclasa (kfeld) y chlorita, o tal vez a Ortoclasa y biotita y clorita (chl) algunas veces con sericita, anhidrita, cuarzo (qz) en stockwork. El núcleo de este zona puede ser pobre en mena.

Conclusión: kfeld+bio kfeld+chl kfeld+bio+chl+/-ser+/-anh+/-qz (en stockwork)

b) Zona filítica (inglés: phyllic zone) o zona sericítica: El límite entre la zona potásica y la zona filítica no es bien definida. Se trata de una zona de transición entre 2 hasta 30 metros. Biotita primaria y los feldespatos se descomponen a sericita y rutilo. Además se conoce la paragenesis de cuarzo-sericita-pirita con poca clorita (chl), Illita, rutilo y pirofilita (pyfi). Carbonatos y anhidrita son muy escasos en esta zona.



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Conclusión: q+ser+py ,ser, +/-rut, +/-chl, +/-Illita, +/-pyfi

c) Zona argílica: (inglés argillig zone): Zona no siempre bien desarrollada. Principalmente corresponde a la formación de minerales arcillosos. Como caolín, montmorillonita y pirita en vetillas pequeñas. Los feldespatos alcalinos no muestran fuertes alteraciones, biotita primaria se cambió parcialmente a clorita.

d) Zona propilítica: (inglés: propylitic zone): La zona más afuera del sistema sin contacto definido a la roca de caja. Las alteraciones se disminuyen paulatinamente hasta desaparecen completamente. Las características de esta zona son los minerales clorita, pirita, calcita y epidota. Los plagioclasas no siempre muestran alteraciones. Biotita y Hornblenda se cambiaron parcialmente o total a clorita y carbonatos.

DEPÓSITOS DE MINERALES CONCORDANTES

BIF: Banded Iron Formation (Formación de hierro bandeado): Extensos yacimientos de hierro y silicatos (cuarzo) que muestran una característica forma bandeada. Marcroscopicamente se puede diferenciar diferentes horizontes en una escala de milímetros. La formación de estos depósitos data al precámbrico, entre 2600 millones hasta 1800 millones de años. La unidad generalmente tiene algunos cien metros de espesor y una tremenda extensión. Generalmente contiene algunos 15% de hierro. Actualmente los "BIF´s" son la fuente más importante del hierro. Casi 90% de la producción provienen de este tipo de yacimiento (Isley, 1995). El ambiente de formación de los BIF´s se puede caracterizar como océano de baja profundidad. La atmósfera y los océanos de esta época tenían una baja cantidad de oxígeno libre, pero paulatinamente este nivel subió. Las aguas oceánicas sin oxígeno (anaeróbico) tenían altas cantidades de hierro en solución. El aumento de la cantidad de oxígeno provocó una precipitación del hierro. Se propone un origen fotosintético del oxígeno. Todavía en este época la tasa global de oxígeno libre era bastante bajo, pero en sectores de alta apariencia de plantas (estromatolitos por ejemplo) se generó un sector ("microclima") de mayores cantidades de oxígeno adentro del agua, que era suficiente para iniciar una precipitación masiva del hierro. No siempre se puede comprobar la influencia orgánica en formación de los BIF´s hasta en los años noventa se presentaron conceptos alternativos - pero todo apunta de todo manera a un ambiente de formación cercano de la costa en aguas de baja profundidad en rocas sedimentarias químicas. Después de su formación generalmente los depósitos del tipo "BIF" sufrieron varios cambios de origen metamórfico. Otra discusión está relacionada al origen del hierro (Fe). Podría ser continental, es decir llegó por la erosión y transporte en ríos al mar o puede ser de origen hidrotermal expulsado durante la actividad de fumarolas submarinas en este época. El modelo de origen hidrotermal en fumarolas submarinas tiene la desventaja que hoy día estos sectores se ubican en las cercanías del lomo central oceánico - lejos del ambiente real de la formación de la "banded iron formation". Pero el modelo que apunta a un origen continental tiene que enfrentarse con el problema de la rapidez de la sedimentación. Los sectores más importantes de los "BIF´s" son Minas Gerais en Brazil, Transvaal Supergroup en Sudáfrica, Witwatersrand también en Sudáfrica, Lake Superior en Canadá y EE.UU., Hamersley Range en Australia, Ucrania, Finlandia, Venezuela, Australia entre otros.



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Formación de Depósitos de Sal: La sal se forma generalmente en dos ambientes. El primero, el más importante será el ambiente oceánico. Específicamente durante las épocas pérmica y terciaria en grandes cuencas marinas empezó una extensa precipitación de sales. La teoría de las barreras explica este evaporación por el cierre total o parcial de un brazo del océano. Sí el clima es árido o semiárido la taza de evaporación es mayor que la recuperación. Paulatinamente se aumenta la concentración de las sales en el agua y finalmente la sal tiene que precipitarse. Los enormes espesores y la ciclicidad de los depósitos pérmicos de sal apuntan a un proceso de múltiples fases.

El segundo ambiente son los salares en algunos sectores desérticos del mundo, por ejemplo en el desierto de Atacama. En cuencas cerradas, sin afluente se acumula el agua caída y la única salida es la evaporación. Las sales deben acumularse como precipitado y forman el salar.

Formación de depósitos de sal en el mar.

Lavaderos Son acumulaciones de sustancias en el ambiente sedimentario. Especialmente los minerales pesados y/o muy duros pueden acumularse en algunos sectores. Especialmente los lavaderos de oro se conoce en todo el mundo. Pero también existen acumulaciones de otros minerales como diamantes, granates, zircón, cromita, cobre nativo y otros. Generalmente el transporte del agua y



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del viento pueden provocar una acumulación sedimentaria. También en casos especiales la gravedad sola puede generar un lavadero. Pero lo más conocido son las lavaderos fluviatiles (ambiente del río) de oro y los lavaderos litorales de oro y de diamantes.

El mineral acumulado tiene que contar con algunos propiedades químicas y físicas para ser acumulado:

Peso específico: Peso específico elevado es decir más que un mineral normal Resistencia física: Especialmente dureza y comportamiento de fracturarse

Resistencia química: No se disuelve, no se oxida, en general un mineral inerte contra todos los ataques químicos especialmente en el ambiente del agua.

Resumen de los lavaderos:

lavaderos del río: fluviátil Muy importantes: Oro y diamantes

lavadero de la playa: litoral Importante: Oro, Diamantes, Zircón Lavaderos con agua

lavadero del mar: ambiente marino poca importancia

Movimiento en masa Lavaderos coluviales (gravedad) poca importancia

Lavaderos eólicos generalmente poca importancia Magnetita

Fe-Brechas, Fe-Oolítico, Fe-Aglomerado O Truemmereisenerz: Estos tipos de depósitos se formaban por un conjunto de procesos sedimentológicos. La clasificación de estos yacimientos depende de la magnitud de un proceso específico. Las Fe-Brechas con Fe-oolítos son (o eran) importantes fuentes de hierro hasta los años setenta. Las leyes eran relativamente bajas, alrededor de 30 %, la mena principal es limonita. Se discute siguiente modelo genético: a) Meteorización y erosión de rocas ricas en Fe de un continente. Geodas de siderita formados durante los procesos de la meteorización fueron transportadas con detritus. Puede ser que se trató a paleo-lateritas, paleo-bauxitas. b) Transporte hacía al océano: Durante del transporte las partículas pequeños, el detritus, fue separado de las geodas relativamente grandes por las acciones del agua. Además el transporte en solución jugó un papel sumamente importante. La deposición del material se manifestó en los sectores litorales - hemipelágicos. c) Procesos en el sector litoral: El hierro llegó en forma de geodas o clastos de siderita al sector litoral, también no se puede excluir una precipitación del hierro del agua proveniente de los sistemas fluviales. Pero muchos sectores confirman un procesamiento directo en el sector litoral. Es decir que los



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puntos anteriores (a) y (b) no eran de gran importancia - las fuerzas de oleaje por sí mismo atacaron las rocas existentes ricas en geodas de Fe y la separación entre las geodas y el detritus fino de arena ocurrió ahí mismo. Es la razón porque algunas veces este tipo de yacimiento figura en el grupo de "residuales - concordantes - autóctonos". De toda manera siempre los procesos destructivos/erosivos en el sector litoral eran de mayor magnitud. Adicionalmente se puede observar una formación de oolitos (pequeñas esferas formadas en un ambiente de Ca, agua tibia y oleaje) que es típica para un sector litoral con oleaje y un superávit en Ca, Fe o Mg.

Reemplazo Concordante: Para formar un depósito del tipo "reemplazo concordante" se necesita una capa superior impermeable (por ejemplo una lutita) y inferior una capa con mayor permeabilidad. Soluciones hidrotermales ascendentes no pueden traspasar la capa impermeable tienen que enfriarse en la roca permeable. Significa al primero se rellena el espacio vacío, la porosidad con el precipitado. En la segunda etapa parte del cemento será reemplazado con minerales de mena. Al final también la roca impermeable (ejemplo lutita) puede mostrar un cierto grado de reemplazo. En los yacimientos del tipo reemplazo concordante muchas veces se abre la discusión entre un modelo syn- o co-genético (la mineralización era parte del proceso de la sedimentación, entonces "primario") - o en contrario un modelo completamente "secundario" (la mineralización entró después al sector) Muchos depósitos del tipo "reemplazo concordante" se han formado en un ambiente de fondo marino con exhalaciones magmáticos, es decir hoy día son parte del grupo "macizo sulfuros".



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Adicionalmente una fase tectónica con estructuras de expansión puede agregar una componente "vetiforme" al yacimiento. Importante es que la fase tectónica es de la misma época que la mineralización.

Perfil de un depósito estratoligado con estructuras tectónicas verticales mineralizadas.

Lateritas y bauxitas: Pertenecen al grupo de los depósitos residuales, es estratiforme y se forma o se formó en sectores de clima tropical. Especialmente los contenidos altos en aluminio y hierro juegan un papel importante en el ámbito económico, pero también existen depósitos de este tipo con valores interesantes en oro y níquel. Los países más importantes donde se encuentra este tipo de depósito son Guinea, Australia, Jamaica, Brasil, Surinam y Yugoslavia. Laterita Y Bauxita De Aluminio: Lateritas y bauxitas se forman en un ambiente especial de meteorización. Principalmente en lugares donde hay una estación de sequía y una de altas tasas de precipitación (por ejemplo en el sector tropical). Los silicatos de aluminio (por ejemplo plagioclasas) no resisten a los ataques de



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las aguas alcalinas que suben durante la época de sequía. Estos minerales se descomponen y forman el mineral arcilloso Caolín. El mineral caolín es muy blando hasta aparece como polvo en los suelos. Una estación de fuertes lluvias produce una hidrólisis - es decir una cierta separación vertical entre los hidratos de aluminio, hidratos de hierro y silicatos.

Diagrama de flujo - génesis de lateritas y bauxitas.

La calidad del yacimiento se define por su pureza en aluminio, es decir el grado de separación entre Al-Fe-Si. (Algunas bauxitas /lateritas no tenían Fe en la roca primaria, entonces no importa el grado de la separación). Un depósito puede llegar a 60 % de aluminio.

Los factores más importantes en la formación de lateritas / bauxitas son entonces: El clima - especialmente las cantidades de precipitaciones y la temperatura, la roca de origen meteorizada, el tiempo - es decir la duración del proceso y la cantidad de hierro o grado de separación.

Se puede diferenciar entre siguientes tipos de depósitos de bauxitas:

a) high level bauxitas: Se forman encima de rocas magmáticas en llanuras de altura. De alta potencia (hasta 30 metros)

b) low level o peneplain type bauxitas: Afloran en sectores costeros (América de Sur, Australia). Generalmente tienen una potencia menor de 10 metros.

c) Bauxitas de Karst: generalmente depósitos del devónico hasta al mioceno. Se formaron encima de una superficie Karst.

d) Bauxitas alóctonas, transportadas: bauxitas y lateritas transportadas y depositados a otros lugares

Sulfuros macizos (massive sulphide), vulcanogénico- exhalativo: Sulfuros macizos o "massive sulphide" en inglés generalmente pertenecen a depósitos estratiformes, pero con origen hidrotermal oceánico. Están asociados a una roca magmática - generalmente volcánica. Los yacimientos contienen una gran cantidad de minerales del grupo de los sulfuros por ejemplo pirita. Su génesis coincide a un ambiente marino, entonces un fondo del mar con actividades intensas hidrotermales. Las "black smokers" o fumarolas negras que existen en algunos sectores del fondo marino forman obviamente parte de su génesis. La discusión actual (como siempre) apunta a una definición entre el rol de aguas magmáticas versus aguas del



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océano. El grupo de los sulfuros macizos nació en los años cincuenta/sesenta. Antes ya existió la idea de un fenómeno de "reemplazo concordante" y de los depósitos exhalativos. Estudios en el mar rojo (DEGENS et al. (ed.), 1969) aclararon los procesos de la formación de dichos yacimientos por observaciones de procesos "en vivo". Los factores más importantes durante la formación de los depósitos son la temperatura del agua del black smoker, los contenidos y la salinidad. Generalmente (como se puede observar hoy día) el agua caliente de los black smokers contiene una cantidad enorme de sales en solución. Significa rápidamente este agua asciende y la carga iónica (los sulfuros) se precipitan en un amplio sector. Lo común es que tienen una fuerte alteración en clorita en su zona zentral-inferior, un sector de mena maciza en el centro y zonas laterales de chert. Frecuentemente la mena se ve bandeada con orientación concordante. Ejemplos de sulfuros macizos: Distrito Noranda en Canadá, mina Rosebery en Tasmania, Minas de Kuromono (Kuroko) en Japón, Northqueensland en Australia y Punta de Cobre en la Región Atacama (Chile). Generalmente de diferencia entre 4 grupos de depósitos del tipo "sulfuros macizos": a) Cypros type: con rocas volcánicas básicas (ofiolitas); lomos centrales oceánicos (ojo: también spreading de un back arc). Mineralización: cobre - pirita. b) Besshi type: rocas volcánicas máficos y grauvacas, asociados a un ambiente temprano/inicial "back-arc". Mineralización: Zinc y cobre c) Kuroko type: rocas volcánicas félsicas; fase tardía de un desarrollo "back-arc". Mineralización: Cobre-Zinc-Plomo, talvez Oro y plata. Existen estructuras del tipo stockwork. Además se encuentra frecuentemente baritina, cuarzo y yeso asociado. La roca mineralizada se caracteriza por su grano fino. d) Primitive type

Origen del agua del black smoker: puede ser juvenil, significa de la cámara magmática, puede ser agua del mar que ingresó por fracturas al sistema hidrotermal.



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El sector donde sube el agua hidrotermal puede ser una zona homogénea como un conducto único o puede ser una zona de fracturas y microfracturas que dan el camino para subir. En el segundo caso se forma un stockwork, una estructura de vetillas y venillas intensamente mineralizadas.



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Alabeamiento (combamiento) y dislocación de los depósitos minerales

Introducción A las deformaciones cuyo resultado es la formación de estructuras secundarias se les da el nombre de dislocaciones. Las estructuras secundarias se dividen en no tectónicas (cambios de volumen, deslizamientos, etc.) y tectónicas (fuerzas tectónicas). Estas últimas se denominan dislocaciones tectónicas. Las dislocaciones de las rocas se dividen en coherentes y disyuntivas. En el primero de los casos la forma del yacimiento o la estructura de las rocas varía sin perturbar su continuidad (pliegues), mientras que en el segundo se origina fracturamiento y fallamiento. Las deformaciones también son llamadas dislocaciones tectónicas coherentes. Las dislocaciones coherentes en las rocas estratificadas, de las que tratamos en este capitulo, se manifiestan en forma de alabeo de las capas o alabeamiento de capas. Durante dicha dislocación la capa cambia paulatinamente la forma del yacimiento o estructura. Las dislocaciones disyuntivas se dividen en dos grupos principales: fracturas sin desplazamiento y fracturas con desplazamiento (fallas).

Fallamiento Los fallamientos deben ser de gran importancia para los ingenieros de minas y geólogos. La minería de los yacimientos está grandemente afectada en muchos lugares por fallamientos, los cuales desplazan o cortan completamente el mineral económico. Por otro lado, muchos depósitos deben su concentración a la circulación de fluidos mineralizantes por los planos de fallas y fracturas. Los depósitos y capas sedimentarias, también como depósitos de origen tardío los cuales siguen un cierto horizonte persistente en una serie sedimentaria, son algunas veces interrumpidos por fallas. Esto quiere decir que la continuación del depósito existe en alguna otra parte más allá de la rotura. Claro que no siempre es así, se sabe que puede ser a una dislocación post mineral o a un cese en la mineralización. El reemplazamiento de caliza por galena o de lutita por pirita puede parar repentinamente

Elementos geométricos

• El plano de falla es la superficie o banda de deformación frágil o frágil-dúctil que separa los dos bloques contiguos.

• Los bloques separados por el plano de falla se denominan bloques de falla. Cuando uno de los bloques queda hundido respecto al otro, se habla de bloque elevado y bloque hundido. Si el plano de falla presenta cierta inclinación, se pueden distinguir un bloque techo y un bloque muro, que se disponen sobre y bajo el plano de falla respectivamente.

• El desplazamiento relativo producido entre ambos labios de falla es el salto de falla. • Cuando, como consecuencia de la falla, queda en el terreno un resalte, éste es

conocido como escarpe de falla. • Frecuentemente se encuentran sobre el plano de falla estrías debidas al roce

producido entre los dos bloques durante el movimiento. Estas estrías de falla nos marcan la dirección del movimiento producido.



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• Cuando, como consecuencia del rozamiento, llegan a producirse recristalizaciones y precipitaciones de minerales como calcita o cuarzo, se forma una superficie lisa que se denomina espejo de falla.

Tipos de fallas

• La clasificación de las fallas se basa principalmente en los movimientos relativos producidos entre los bloques de falla: En las fallas normales el movimiento es de separación (fallas distensivas) y presentan movimiento vertical, con hundimiento del bloque de techo. En las fallas inversas el movimiento es de acercamiento (fallas compresivas) y el bloque hundido es el de muro. El bloque de techo cabalga sobre el labio hundido. Las fallas de rumbo o de desgarre, presentan un movimiento lateral opuesto, pudiendo ser izquierdo o derecho, según el desplazamiento de cualquier línea de referencia común a ambos bloques. De la combinación de estos cuatro tipos puros de movimiento surgen otros cuatro tipos de fallas mixtas en las que intervienen dos de los movimientos anteriores: normal izquierda, inversa izquierda, normal derecha e inversa derecha.

• Cabalgamiento es un término utilizado para designar fallas inversas muy tendidas o con poco buzamiento. Algunos autores consideran los 30° como límite para diferenciar ambos accidentes. Frecuentemente el bloque cabalgante aparece plegado.

• Los mantos de corrimiento son estructuras semejantes a los cabalgamientos, la diferencia es sólo de magnitud del desplazamiento (en éstos últimos el desplazamiento es de decenas de kilómetros). El manto en sí constituye un terreno alóctono (procedente de otro lugar), mientras que los materiales situados debajo se denominan autóctonos.

• En las fallas rotacionales o “en tijera” los bloques rotan respecto a un eje, por lo que el mismo bloque estará levantado en una zona y hundido en la otra.

• Frecuentemente aparecen series de fallas normales escalonadas configurando zonas elevadas (horsts o macizos tectónicos) y zonas hundidas (grabens o fosas tectónicas). Los rift que aparecen en las dorsales oceánicas son fosas tectónicas de grandes dimensiones.

Plegamiento Los estratos sedimentarios y los depósitos de minerales que están contenidos en ellos están generalmente plegados en una manera más o menos compleja. Los pliegues son deformaciones dúctiles (continuas) de las rocas producidas por fuerzas de compresión. Su magnitud varía desde unos pocos milímetros (micropliegues) hasta decenas de kilómetros. Los pliegues pueden ser sinclinales o anticlinales los cuales se extienden naturalmente perpendicularmente a la dirección de esfuerzos compresivos. Cuando un estrato es competente, como por ejemplo un estrato de arenisca o caliza, se producirá un fracturamiento, por el contrario si tenemos capas incompetentes, un estrato de lutitas por ejemplo, esta no se fracturara pero se producirá una deformación. En pizarras, esquistos, gneis que han sido deformados a grandes profundidades podrían aparecer corrugados en una manera compleja, como por ejemplo se aprecian algunas venas de cuarzo corrugadas en rocas metamórficas

Elementos geométricos de los pliegues • La charnela de un pliegue es la línea que une los puntos de máxima curvatura de un

estrato, donde los estratos cambian el sentido de buzamiento. • Los flancos son las zonas del pliegue situadas entre las charnelas, por lo tanto un

flanco es compartido entre dos pliegues.



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• La superficie axial es aquella que une las líneas de charnela de varias superficies afectadas por un mismo plegamiento.

• La línea de intersección de la superficie axial con el terreno es lo que se conoce como eje del pliegue.

• Se denomina vergencia de un pliegue no recto al sentido en el que se inclinan los planos axiales.

• La inmersión es el ángulo que forman el eje y la horizontal, medido en el plano vertical.

Tipos de pliegues • Según su forma los pliegues se dividen en anticlinal y sinclinal, si presentan su

concavidad hacia abajo o hacia arriba respectivamente. Un anticlinal presenta los materiales más antiguos en la zona más interna; en el sinclinal ocurre lo contrario.

• Los pliegues monoclinales son pliegues inclinados en los que uno de los flancos es horizontal.

• En los pliegues isoclinales los flancos son paralelos; la asociación de pliegues de este tipo se denomina serie isoclinal o isoclinorio.

• Según la inclinación de la superficie axial (vergencia), se distinguen pliegues rectos o verticales, inclinados y tumbados o recumbentes, tanto para el caso de anticlinales y sinclinales.

• Los pliegues isopacos son los que presentan un espesor constante medido perpendicularmente a su superficie, mientras que en los pliegues anisopacos los flancos han experimentado un adelgazamiento y el espesor original sólo se conserva en las superficies de charnela.

• Los pliegues armónicos son aquellos en los que todas las capas se pliegan de igual manera, mientras que en los disarmónicos aparecen pequeños pliegues de arrastre en las capas más plásticas.

• Los pliegues-falla se forman cuando, durante el plegamiento, el flanco invertido de un pliegue inclinado ha sido laminado, produciéndose un desplazamiento sobre este plano.

• Los anticlinorios y sinclinorios son pliegues a gran escala que incluyen a su vez otros pliegues menores.

Metamorfismo Este es un proceso de transformación de rocas o yacimientos minerales preexistentes, que ocurre debido a cambios de de presión y/o temperatura que tiene lugar en determinados puntos de la corteza terrestre. Como consecuencia, se forman las rocas metamórficas, con texturas, estructuras y composiciones mineralógicas diferentes a la de la roca original. No debe confundirse metamorfismo con metasomatismo que implica un cambio químico. Desde el punto de vista de la formación de yacimientos, el metamorfismo no presenta excesivo interés, pero da origen a algunos depósitos de cierto interés económico como los skarns, también modifica la textura y mineralogía de mineralizaciones preexistentes. 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 cuanto a su disposición geométrica, mineralógica e incluso petrológica. En los casos más simples, 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.



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Intrusión post mineral Si bien es cierto la mayoría de los depósitos minerales están relacionados de alguna manera con las intrusiones pre-mineral, dentro de ellos tenemos por ejemplo a los yacimientos de inyección y segregación magmática, a los yacimientos hipogenos, mesotermales, epitermales, etc. Cuando tenemos un deposito afectado por una intrusión que es posterior a la mineralización esta produce ciertos cambios no solo en los ensambles mineralógicos, si no también en la textura y estructuras del yacimiento. Las intrusiones post-minerales pueden desarrollar halos de metasomatiso de contacto al intrusionar en depósitos ya formados desarrollando aureolas de metamorfismo. Las intrusiones se pueden presentar en forma de diques, sills, lacolitos, etc. Estas nuevas intrusiones que corten a la mineralización preexistente, por ejemplo una veta, podrían tener similar efecto al que tienen los yacimientos cortados por fallas o aquellos en los cuales que hubo cese de mineralización como anteriormente se mencionó.

El aspecto del distrito lo que está detrás Un distrito minero es una región mineralizada dentro de una provincia metalogenética donde se localizan depósitos minerales genéticamente relacionados que pueden ser correlacionables. Como ejemplo de los distritos tenemos a los distritos mineros de Yanacocha, Morococha, Colquijirca, etc. En los distritos mineros es donde vamos a encontrar los depósitos minerales de las compañías mineras. Estos distritos están caracterizados por una abundancia inusual de menas de un metal en particular o de un tipo particular de mena. Un conjunto de distritos pueden definir una provincia que es una área caracterizada por una agrupación de depósitos minerales o por uno o más tipos característicos de depósitos y que puede tener más de un episodio de mineralización.

Efectos recientes y cercanamente recientes Los efectos recientes y los cercanamente recientes están relacionados a los diferentes procesos ya sean tectónicos, no tectónicos, etc. que se dan hasta la actualidad o que han estado activas desde que se inicio hasta hoy. Ejemplos de procesos tectónicos encontramos a una falla afectando un depósito mineral la cual puede seguir activa, este caso tiene mucha importancia en la geomecánica en lo concerniente al sostenimiento de labores mineras. Con respecto a procesos no tectónicos tenemos por ejemplo a las dislocaciones provocadas por variaciones de volumen de las rocas.

Bibliografía

• Mineral Deposits, Walder Lindgren, Fourth Edition, 1933 • Geología estructural, V.V. Beolusov, Segunda edición, 1979 • Técnicas Modernas de Análisis Estructural, Asociación Geológica Argentina, 1987 • Geochemistry in Mineral Exploration, second Edition, Arthur W. Rose, Herbert E.

Hawkes, John s, webb, 1979 • http://www.uclm.es/users/higueras/yymm/YM13.html



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DEPOSITOS MINERALES EN LA ZONA DE INTEMPERISMO

METEORIZACION Meteorización es la alteración de los materiales rocosos expuestos al aire, la humedad y al efecto de la materia orgánica; puede ser intemperismo mecánico o de desintegración, y químico o de descomposición, pero ambos procesos, por regla general interactúan. Las variaciones de humedad y temperatura inciden en ambas formas de intemperismo toda vez que afectan la roca desde el punto de vista mecánico y que el agua y el calor favorecen las reacciones químicas que la alteran. Distintos factores ambientales físicos y químicos atacan a las rocas y las cuartean, disgregan y descomponen, y según el carácter de los factores que produzcan la meteorización se distinguen la meteorización física y la meteorización química.

LA METEORIZACIÓN QUÍMICA Los procesos químicos de la meteorización se intensifican al aumentar los siguientes factores; humedad, temperatura, concentraciones de iones de H, grado de fracturamiento de las rocas, grado de cohesión, y grado de finura del mineral que es atacado.

FORMAS DEL INTEMPERISMO QUÍMICO Estas formas dependen del agente y se denominan: 1.1 Disolución. Es la forma más sencilla de ataque químico y consiste en disociar moléculas de rocas por ácidos como el carbónico y el húmico. Rocas solubles son las calizas y las evaporitas. 1.2 Hidratación. Es el primer proceso en la meteorización química y consiste en la adición de las diferentes cantidades de moléculas de agua. Este proceso es posible por el carácter bipolar de la molécula de agua. Poe hidratación de los iones superficiales la red cristalina sufre un aflojamiento en sus zonas externas y especialmente en sus vértices, la capa de hidratación debilitara el campo de fuerzas creadas por los iones contrarios, de tal modo que las fuerzas que se retienen unidas entre si pierden parte de su acción, debido a ello se forman zonas débiles, naturalmente la acción del agua actúa mas rápidamente cuanto menor sea el tamaño del mineral. Fe2O3 + nH2O Fe2O3nH2O 1.3 Oxidación. Al aflojarse la red cristalina por efecto de la hidratación, puede entrar el oxigeno en las grietas. Este elemento tiene fuerte tendencia a unirse con el hierro divalente de minerales como biotita, augita y hornblenda, puesto que en la oxidación del hierro se pone en



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libertad considerable cantidad de energía. La cesión de calor y aflojamiento de la red aparecen como la tendencia principal de la meteorización. Los minerales mencionados se han formado a altas presiones y temperaturas y cuando llegan a al superficie donde estos factores son mas bajos, se deben acomodar a estas condiciones mediante un aumento de volumen y una cesión de calor. Este proceso ocurre en un medio acuoso y aéreo, donde existe el oxigeno libre. El oxigeno juega un rol importante en muchos procesos. El hierro forma compuestos que son productos con intensos colores. El hierro ferroso (+2) de la hidrólisis de los silicatos de hierro se oxida con el oxigeno disuelto para formar la hematita. 2Fe2+ + 4HCO3 + 1/2O2 Fe2O3 + 4CO2 + 2H2O (Hematita) El hierro ferrico (+3) frecuentemente ocurre como goethita (HFeO2), un constituyente mayor de la limonita. Fe2O3 + H2O 2HFeO2 (Hematita) (Goethita) 1.4 Hidrólisis. Consiste en las reacciones de los iones de H+ y OH+ del agua con los iones de los minerales, en este caso, los silicatos se disuelven formando productos secundarios. La hidrólisis será tanto mas fuerte cuanto mayor sea la concentración de los iones de H, es decir, cuanto mas acida sea la solución. Esta reacción se produce con mas facilidad cuando se trata de cationes como Na, K, Ca, Mg que han sufrido ya un debilitamiento en sus campos eléctricos debido ala hidratación , en este estado es posible un cambio con los iones de H del agua. 4K(AlSi3O8) + H2O + 2CO2 Al4(Si4O10)(OH)8 + 2K2CO3 + 8SiO2 Ortosa Caolinita 1.5 Reducción o reacciones orgánicas. Es el proceso inverso a la oxidación que sucede gracias a la presencia de materia orgánica enterrada(C, organico) y a la actividad de los microorganismos, en regiones exentas de oxigeno libre (medio anaeróbico o euxinico), que actúan como catalizadores y usan energía liberad en las reacciones. Fe2O3.nH2O + C FeCO3 + H2 Hidróxido de Fe Siderita 1.6 Carbonatación. Es el proceso de interacción de un medio acuosos cargado de iones carbonatados y bicarbonatados con minerales de las rocas, a consecuencia de que estos últimos se descomponen formando carbonatos. La carbonatacion acompaña, generalmente, ala descomposición hidrolitica de los silicatos. 4Mg2(SiO4) + 4H2O + 2CO2 Mg6(Si4O10)(OH)8 +2Mg(CO3) Olivino Serpentina Magnesita 1.7 Reacciones de intercambio Iónico. Algunos minerales tienen gran habilidad para intercambiar iones de las intercalas y la superficie (cationes y aniones) con iones de una solución adyacente. Este tipo de proceso es responsable de la formación de la illita a partir de la biotita, con iones de H reemplazando a iones de K que ocurren entre la estructura laminar de la mica.

POTENCIAL DE HIDROGENO (pH) Es igual al logaritmo negativo de la concentración del ion hidrogeno mas la actividad del ion hidrogeno de una solución y es la medida de su acidez o alcalinidad en una escala que varia de 0 (acidez) hasta 14(alcalino), siendo el valor Ph 7 para soluciones neutras. Es pH en aguas naturales varia entre 4,5 y 8,5. El agua de lluvia tiene reacción acida 5.0 por efecto del CO2 atmosférico. Mayor acidez se produce por la descomposición de la pirita e acido sulfúrico, por los ácidos humitos del suelo ricos en materia orgánica. En la salmueras muy salinas 9.0-10.0



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El pH es muy importante en la solubilidad de muchos cationes: Ca(+2) y Mg(+2) son prácticamente insolubles en ambientes alcalinos, pero son acarreados en medio acido, propio de la zona de meteorización. El pH del medio es de particular importancia como determinante de la precipitación de hidróxidos a partir de una solución. Esto se muestra en la Tabla 1, la cual nos da el pH para el comienzo de la precipitación de hidróxidos a partir de soluciones diluidas (alrededor de 0,02M) y el pH de algunos medios naturales. Se observara en esta tabla que el agua de mar es ligeramente alcalina, mientras que la mayoría de las aguas terrestres caen del lado de las acidas. El pH de muchas aguas terrestres esta determinado por el sistema regulador CaCO3- CO2- H2O; una solución saturada de CO2 a su presión parcial en la atmosfera tiene un pH de 5,2, y una solución de calcita en agua saturada de aire tiene un pH de cerca de 0. Tabla 1. pH del medio natural y su relación con la precipitación de hidróxidos

pH Precipitación de Hidróxidos Medio Natural pH 11 11 10

Magnesio Suelos Alcalinos 10

9 Magnesio bivalente 9 8

Agua de mar 8

7 Zinc Agua de río 7 6 Cobre Agua de lluvia 6 5 Hierro bivalente 5 4 Aluminio Agua de Turbera 4 3 Agua de Mina 3 2

Hierro Trivalente 2

1 Fuentes termales acidas

1

Fig. Solubilidad de la sílice y la alúmina en función del pH

Para el transporte y el depósito del hierro, la solubilidad del hidróxido ferrico y el equilibrio consiguiente son de gran importancia. El pH del medio es especialmente importante para el transporte de alumina y sílice en solución y su resedimentación ulterior. Para ilustrar esto se han dibujado en la figura 31 las curvas de la solubilidad del hidróxido de aluminio y de la sílice en relación con el Ph. Para pH <4, la alumina es fácilmente soluble, mientras que la sílice solo es ligeramente soluble. Para tal valor del pH la alumina será eliminada en solución y la sílice permanecerá juntamente con el



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material originario. Para un pH de 5 a 9 la solubilidad de la sílice aumenta en forma considerable, pero la alumina es prácticamente insoluble. Bajo tales condiciones es posible efectuar la eliminación de la sílice por arrastre, dejando atrás a la alumina como se ha comprobado durante la formación de lateritas y bauxitas. El estudio de la figura 1 sugiere también una posible explicación sobre la formación de caolinita o de montmorillonita, según los casos, a partir del mismo material si las condiciones son distintas. Estos minerales de las arcillas se formaron probablemente en aguas naturales que arrastraban a ala ves sílice y alumina en solución. El las soluciones acidas (pH alrededor de 4) la solubilidad de la sílice y de la alumina son tales que hay relativamente mucha alumina y poca sílice presentes, favoreciendo de este modo la formación de material de composición caolinita (Al2O3: SiO2 =1:2); en las soluciones alcalinas hay mucha mas silice en presencia, promoviendo la formación de montmorillonita (Al2O3:Sio2 =1:4)

POTENCIAL DE OXIDACION - REDUCCION La estabilidad de un elemento en un estado particular de oxidación depende del cambio de energía implicado al añadir o separar electrones. Una medida cuantitativa de este cambio de energía nos la procura el factor conocido con diversos nombres, como son el “potencial de oxidación-reducción”,”potencial de oxidación”o “potencial redox”; nosotros nos referimos a el como potencial de oxidación. El potencial de oxidación de una reacción dada es una cifra relativa, siendo la referencia normal la reacción H2 = 2H+ + 2e (e = electrón) ( es decir la separación o supresión de electrones a partir de átomos de hidrogeno o la oxidación de hidrogeno a iones hidrógeno). El potencial de oxidación (E0) de esta reacción, por actividad unitaria (actividad es una función de concentración que se produce a causa de la desviación de las leyes de la soluciones perfectas) de las sustancias que reaccionan se fija arbitrariamente en 0,00 voltios, y la escala de potenciales de oxidación se extiende a uno y otro lado de cero. El potencial de oxidación varía cuando cambia la concentración de las sustancias que reaccionan. Una variación en el pH. Produce vastos cambios en el potencial de oxidación que implica intervención de iones hidrogeno o hidroxilos, y esto se debe tener en cuenta ala aplicar los valores de E0 a las reacciones reales. La influencia del pH sobre el potencial de oxidación de algunas reacciones dadas se expresan gráficamente en la figura 2. El pH de las aguas naturales es variable, oscilando entre “0” en las aguas fuertemente acidas de las regiones volcánicas, a las de Ph=10, o mas, en zonas alcalinas donde se halla el carbonato sodico en solución.



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Fig 2. Variación del potencial de oxidación con el pH para ciertas reacciones A. H2 = 2H+ + 2e B 2H2O = O2 + 4H+ + 4e C Fe = Fe+2 + 2e D Pb = Pb+2 + 2e E Fe+2 = Fe+3 + e F NH4

+ + 3H2O = NO3- + 10H+ + 8e

H Pb+2 + 2H2O = PbO2 + 4H+ + 2e K Mn+2 = Mn+3 + e L Ni+2 + 2H2O =NiO2 + 4H+ + 2e M Co+2 = Co+3 +e A‘ H2 + 2OH- = 2H2O + 2e B‘ 4OH- = O2 +2H2O + 4e C‘ Fe + 2OH- = Fe(OH)2 +2e D‘ Pb + 2OH- = PbO + H2O + 2e E‘ Fe(OH)2 + OH- = Fe(OH)3 + e F‘ NH3 + 9OH- = NO3

- + 6H2O + 2e H‘ PbO + 2OH- = PbO2 + H2O + 2e K‘ Mn(OH)2 + OH-

= Mn(OH)3 + e L‘ Ni(OH)2 + 2OH- = NiO2 + 2H2O + 2e M‘ Co(OH)2 + OH-

= Co(OH)3 +



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La figura 2 muestra que para muchas reacciones el “potencial de oxidación” disminuye rápidamente con el aumento de pH; por lo general, según esto, la oxidación la oxidación se efectúa con tanta mas facilidad cuanto más alcalina sea la solución.

YACIMIENTOS POR METEORIZACIÓN 4.1. Meteorización física no metálica: -Bloques de rocas (Ígneas, Sedimentarias y metamórficas) -Canto anguloso, canto rodado -Grava, gravilla -Arena --Limo -Arcilla Con cambios de temperatura, las rocas ígneos, sedimentarías y metamorficas se fracturan en bloques, cantos angulosos, cantos rodados, arena, limo, arcilla (referidos de mayor tamaño a granos finos). Estos productos de meteorización conforman los suelos cuaternarios ubicados en las terrazas fluviales (ríos), terrazas aluviales (aluviones), a lo largo de los ríos longitudinales y transversales de la Cordillera de los Andes. En las Morrenas por procesos de glaciación, en las terrazas de los valles glaciares sobre los 3800m.s.n.m, en los desiertos arenosos de la Planicie Costera, en los suelos coluviales, en los suelos eluviales como las arenas de La Molina, y en el borde y fondo de lagos y lagunas. 4.2. Meteorización física Metálica: -Lavaderos de Oro -Morrenas auríferas Este tipo de yacimiento tiene importancia en el Perú por cuanto se refiere a los lavaderos de oro y las morrenas auríferas. Los lavaderos de oro tienen una actividad permanente en el Perú, sobre todo para la pequeña minería dedicada a este sector. Oro en Morrenas En la Cordillera de Ananea en Puno, hay pizarras Ordovicicas con 13 mantos de oro, estos mantos fueron erosionados por los glaciares y transportados como morrenas a al zona de Pampa Blanca Viscachane, formando el yacimiento de San Antonio de Poto en Puno, sobre los 4800msnm. Lavaderos de oro en los ríos: Madre de Dios, Inambari, Tambopata, Pachitea, Huallaga, Marañon, Santiago, Cenepa, Chinchipe, Chuquicara, San Antonio de Poto (Morrenas auríferas) 4.3. Meteorización química no metálica - Bauxitas En Perú no hay grandes stocks o grandes batolitos de sienita, solo pequeñas áreas sieniticas; por esa razón no tenemos yacimientos de Bauxita. La bauxita se ubica e la selva de Venezuela y en America Central. - Tipos de arcilla Bentonita y arcillas montmorilloniticas La bentonita se explota en los departamentos de Piura, Tumbes, Ica en cantidades menores en Junín (Huancayo-Jauja) Caolin y arcillas refractarias Se observa caolin y arcillas refractarias, en algunas ocasiones en el piso de los mantos de carbón del Cretaceo Inferior en el departamento de Junín. Arcillas refractarias existen en las Formación Carhuaz, del Cretaceo Inferior, al este de Cajamarca. Caolines erosionados, transportados y depositados en la Formación Huamachuco cerca de Huamachuco, en el departamento de La Libertad. - Travertino



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Afloramientos locales existen en la Franja Sedimentaria Mesozoica del Perú en la Cordillera Occidental, la zona con amplia explotación y una gran reserva esta en la zona de Pachacayo Chacapalpa, entre Oroya y Jauja - Caliza En mayor proporciona en la Franja Sedimentaria Mesozoica de la Cordillera Occidental. Además existe la presencia de calizas en menor proporción en la Cordillera de la Costa, en una proporción apreciable en la Cordillera. Subandina., - Evaporitas Se forman cerca del litoral marino por evaporación de agua de mar. Se tiene el mar y una caleta. La corriente marina tiene dos componentes, el componente que lleva la arena del mar a al Costa, y el componente que lleva la arena en sentido paralelo a al playa y formara el cordón litoral de barra de arena. La caleta inicial tendrá una laguna, al evaporarse el agua de mar en la laguna se concentraran las sales y se iniciara una precipitación. Actualmente tenemos las evaporitas de Huacho del Cuaternario, en Ocucaje (Ica) del terciario, y en gran parte de la cordillera por el ambiente costero en el pasado. 4.4. Meteorización química metálica -Meteorización de estructuras mineralizadas Este tipo de Intemperismo se observa en todos los yacimientos de Cu y en menor intensidad en los yacimientos de Zn y Ag que se ubican en el territorio peruano. En los yacimientos de Ag, debajo de la zona de óxidos se observa una zona de óxidos y sulfuros, en esta zona mixta se incrementa la ley de plata. En la zona de óxidos la ley de oro se incrementa, prácticamente se duplica porque los minerales solubles bajan y el oro sufre una concentración residual. -Mantos singeneticos continentales El SO4Cu.nH2O es soluble y puede ser transportado por el agua de rio. En los ríos con presencia de materia orgánica tiene lugar un proceso de reducción y el sulfato se reduce a sulfuro de cobre como calcosina y covelina, las que se depositan formando mantos en areniscas continentales. Ejemplo: los mantos de calcosina y covelina en areniscas del Prospecto Negra Huañusha en el departamento de Pasco. -Mantos singeneticos marinos Por procesos similares a los anteriores



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La lixiviación y los cambios mineralógicos asociados. El proceso de alteración supergena de depósitos minerales hidrotermales involucra la liberación de cationes metálicos y aniones sulfato mediante la oxidación de sulfuros hipógenos (lixiviación). Los sulfatos de Cu y Ag así generados son solubles y son transportados hacia abajo por aguas meteóricas percolantes. Los cationes descienden en solución y pueden ser redepositados por reacción con iones carbonato, silicato, sulfato o sulfuro. El Cu y Ag pueden formar minerales oxidados que permanecen en la zona oxidada, pero también pueden ser precipitados debajo del nivel de aguas subterráneas por los sulfuros hipógenos y formar sulfuros más ricos en Cu o Ag respectivamente, siendo este proceso más eficiente para el Cu que para el Ag (enriquecimiento secundario). El desarrollo de una zona de minerales oxidados depende directamente de la eficiencia del proceso de lixiviación, es decir la remoción en solución de los constituyentes de una roca o cuerpo mineralizado por la acción natural de aguas percolantes. En el caso que la lixiviación haya sido muy eficiente (Ej. La Escondida, “super-leaching” con <100 ppm Cu en las rocas lixiviadas) se formarán pocos minerales oxidados y por el contrario en los casos donde la lixiviación no ha sido muy eficiente se puede originar un volumen importante de minerales oxidados (Ej. El Abra). La eficiencia de la lixiviación depende de varios factores, pero uno de los más relevantes es la capacidad de la mineralogía hipógena de generar soluciones ácidas al reaccionar con los fluidos meteóricos percolantes y en este sentido la presencia de pirita es fundamental puesto que la descomposición de la misma genera ácido sulfúrico La capacidad de transporte descendente del Cu y Ag dependerán, por otra parte, de la mineralogía de mena y ganga puesto que si existen minerales que reaccionen y neutralicen la solución (Ej. calcita o feldespato potásico) precipitarán minerales oxidados de Cu o Ag en la zona de oxidación, pero si por el contrario la mineralogía no es reactiva la mayor parte del contenido metálico puede ser transportado por debajo del nivel de aguas subterráneas donde precipitará como sulfuros supergenos de Cu o Ag al reaccionar con los sulfuros hipógenos. Bajo el nivel de aguas subterráneas el oxígeno está prácticamente ausente y allí los sulfatos metálicos en solución reaccionan con los sulfuros hipógenos para formar sulfuros supergenos. Por lo general, esta zona es de mayor ley que la zona hipógena y la oxidada en depósitos de Cu y de Ag. El Au, en cambio, se enriquece en la zona oxidada, donde su enriquecimiento es principalmente residual por la destrucción de los sulfuros asociados, pero también por procesos químicos (complejos solubles) en presencia de aniones de Cl y Br. El oro nativo es la única forma mineralógica que se presenta el oro supergeno y este tiene menor tendencia a enriquecerse en zonas de sulfuros secundarios. La pirita (FeS2) es un mineral importante tanto arriba como debajo del nivel de aguas subterráneas. Este mineral se meteoriza en la zona de oxidación a sulfato férrico (FeSO4) y ácido sulfúrico (H2SO4) compuestos que se disuelven en las aguas percolantes en forma de iones SO4 -2, H+, Fe3+ y Fe2+; estos componentes funcionan como lixiviantes, produciendo la disolución de metales en forma de sulfatos y su movilización o transporte descendente. Debajo del nivel de aguas subterráneas la pirita actúa como huésped para la depositación de menas, porque es relativamente soluble y aporta generosamente aniones S a los cationes invasores de Cu o Ag. Stokes (1907) demostró experimentalmente como la reacción entre iones de Cu y la pirita puede ocurrir en el enriquecimiento supergeno. La ecuación de Stokes es:



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El exceso de ácido se neutraliza bajo el nivel de aguas subterráneas y la calcosina (Cu2S) permanece en la zona de enriquecimiento contribuyendo al incremento de las leyes de Cu en esta zona. La oxidación de la pirita involucra, en detalle, una serie de etapas que resultan en la generación de “protominerales” tales como la schwertmannita y ferrohidrita, cuya solubilidad es función de la producción de Fe3+ y Fe2+, del pH y de la actividad del SO4-2 La combinación de sulfato como anión para formar complejos, iones de hidrógeno (condiciones ácidas) y presencia de oxígeno atmosférico para aumentar y mantener las condiciones oxidantes resulta en la rápida destrucción de sulfuros, óxidos y minerales silicatados.

Estabilidad de los minerales primarios. La susceptibilidad relativa de los minerales sulfurados a la oxidación determina la secuencia de destrucción de sulfuros, la consecuente disponibilidad de metales para transporte supergeno y la naturaleza de la zonación de minerales resultante. Dado que la oxidación de la pirita es la principal fuente de soluciones ácidas responsables de la destrucción mineral sulfurado durante la meteorización de una masa rocosa, los mejores ejemplos de lixiviación y enriquecimiento supergeno se encuentran en depósitos de Cu y Ag que contienen pirita en su mineralogía hipógena. Estos depósitos al oxidarse y ser atacados por aguas meteóricas percolantes producen soluciones ricas en ácido sulfúrico (H2SO4) y sulfatos solubles de Cu o de Ag. Al descender estas soluciones hacia el nivel de aguas subterráneas el oxígeno gradualmente se gasta y la solución cesa de tener carácter oxidante precipitando el contenido metálico. En contraste, la oxidación de sulfuros distintos a los de Fe produce solo cantidades menores de soluciones ácidas y limita significativamente el desarrollo de procesos supergenos de enriquecimiento, pudiendo limitarse solamente a una oxidación in situ de los sulfuros para generar cuerpos de mineral oxidado, pero sin una variación significativa de leyes de Cu o Ag. Es difícil generalizar respecto a la movilidad de los distintos elementos metálicos durante la oxidación, puesto que depende de las condiciones fisico-químicas de cada depósito y del comportamiento de cada elemento en dichas condiciones, pero en general la movilidad es: Zn>Cd=Hg>Ag>Cu≥Mo>Co≥Ni>Au>Pb>Sn≥W≥Bi Ahora bien, los elementos metálicos tienen cierta afinidad específica con el azufre, que se relaciona con la solubilidad de sus compuestos de sulfuro. Cualquier metal en solución que tenga



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afinidad más fuerte con el azufre que otro metal precipitará como sulfuro a expensas del sulfuro metálico más soluble bajo el nivel de aguas subterráneas.

La secuencia de estabilidad de sulfuros metálicos fue establecida por Schürman en 1888. Es una secuencia determinada experimentalmente en condiciones de temperatura y presión ambientales, de modo que en términos generales calza bien con el ambiente supergeno natural. Los metales serán reemplazados de acuerdo a la Serie de Schürman de modo que cualquier metal de la serie reemplazará a otro que sea más inferior de la misma (Ej. el Cu en solución reemplazará al Fe en la pirita o al Zn en la blenda). En general, mientras más separados estén los metales en la Serie de Schürman, más completo será el reemplazo y mayor la proporción de reacción. Además, metales diferentes se reemplazan selectivamente de acuerdo a sus posiciones relativas en la serie de Schürman (Ej. Una solución con Ag reaccionará más fácilmente con blenda que con calcosina o covelina).

Diagrama paragenético que muestra la sucesión general de destrucción de minerales sulfurados por reemplazo por calcosina.

El Eh y pH de las aguas meteóricas cambia de un potencial oxidante y ambiente ácido sobre el nivel de aguas subterráneas a un potencial reductor y ambiente básico debajo del nivel de aguas subterráneas. En el ambiente reductor los sulfuros primarios generalmente son estables, pero reaccionan de acuerdo a la Serie de Schürman con los metales disueltos transportados desde la zona de oxidación. Consecuentemente, en yacimientos cupríferos la precipitación de calcosina supergena bajo el nivel de aguas subterráneas ocurre por destrucción y reemplazo de los sulfuros hipógenos originales y la sucesión general es la que se presenta en el diagrama anterior. Consecuentemente, la posición del nivel de aguas subterráneas es un factor determinante en el desarrollo de los procesos supergenos. En cuanto a la composición de la roca de caja, las reacciones con los componentes alcalinos de las rocas neutralizan o hacen más básicas las soluciones descendentes (Ej. la hidrólisis de



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feldespato potásico o plagioclasas puede causar la precipitación del contenido metálico en la zona de oxidación) y lo mismo puede ocurrir con ciertos componentes de la ganga. Por ejemplo, si las rocas o menas contienen calcita (CaCO3) u otros carbonatos, las soluciones oxidantes pueden neutralizarse completamente antes de alcanzar el nivel de aguas subterráneas y originar una zona oxidada enriquecida con carbonatos de Cu (malaquita, azurita). Por el contrario la lixiviación de la zona de oxidación será más intensa en ausencia de minerales reactivos con los fluidos percolantes (Ej. rocas silicificadas o con alteración cuarzo-sericita). El tipo de sulfuros presentes también influencia las reacciones, por ejemplo la pirrotina (Fe0.85-1S) reacciona dos órdenes de magnitud más rápido que la pirita (Fe2S), por lo tanto si debajo del nivel de aguas subterráneas existe pirrotina la zona con calcosina supergena será más delgada, pero de alta ley en comparación con una zona de mayor espesor, pero con menor ley en el caso que solo exista pirita en la misma zona.

Minerales en la zona de oxidación. Zona de oxidación, comprendida entre la superficie y el nivel freático, caracterizada por un importante enriquecimiento en minerales oxidados. Se puede considerar subdividida en dos subzonas: La zona superficial o de gossan propiamente dicho, en la que hay una lixiviación de la mayoría de los minerales, quedando formada por una acumulación masiva de hidróxidos de hierro, junto a sílice y minerales de arcilla. La situada por debajo de la superficie, en la que además de óxidos e hidróxidos de hierro podemos tener otros compuestos metálicos oxidados, como sulfatos, cloruros, o carbonatos. En conjunto, se caracteriza por un importante enriquecimiento en hidróxidos de hierro tipo goethita, lavado de Zn y Cu, y concentración en las zonas profundas de oro y la plata, como elementos nativos.

Profundidad de intemperismo. Las aguas meteóricas y el oxigeno son factores importantes, en el proceso de lixiviación y oxidación de las estructuras mineralizadas primarias metálicas, dando origen a zonas lixiviadas de 5 a 10m en su parte superior, y zonas oxidadas de 60 a 100m sobre el nivel freático. En la zona de lixiviación y oxidación el agua meteórica desciende por gravedad actuando el oxigeno según la permeabilidad de las estructuras mineralizadas. El descenso es mayor en las zonas de fallamiento o fracturamiento posterior a la mineralización, llegando en estas zonas hasta una profundidad de 250m. Debido a este proceso de lixiviación y oxidación originando por aguas meteóricas al lavar ciertos elementos de los minerales en las zonas superficiales de los yacimientos, se origina una liberación



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de iones metálicos que son transportados y luego depositados en la zona de enriquecimiento secundario de 60 a 150m verticales ubicados debajo de la zona de óxidos.



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DEPÓSITOS MINERALES CONCENTRADOS EN LA ZONA DE INTEMPERISMO

INTRODUCCION 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:

o 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.

o 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

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".

Estas anomalías de concentración de elementos en determinados lugares se puede deber a diferentes factores, ya sea por relleno de fracturas y enriquecimiento mineral debido a los fluidos hidrotermales, por alteraciones de roca caja, o por concentración en zonas debido al intemperismo tema a tratar en este breve informe.



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DEPOSITOS ASOCIADOS A PROCESOS EXOGENOS Los depósitos endógenos o relacionados al magmatismo al aflorar en o cerca de la superficie, sufren la acción de los proceso exógenos como el intemperismo y la sedimentación, generando depósitos exógenos de Ni, Fe, Zn, Pb, Cu, U, V, Al, Au y/o Ti, sobre la superficie de la corteza continental. Dicha mineralización puede acumularse principalmente en: 1) La superficie de la corteza continental, 2) En el fondo de las cuenca de agua como pantanos, lagos, ríos y océanos 3) Debajo del nivel de aguas freáticas. Estos depósitos ocurren por diferenciación química, bioquímica y mecánica de los minerales metálicos, condicionados por la energía externa de la tierra, procesos que alteran las rocas y los depósitos endógenos aflorantes, generando una nueva concentración de minerales metálicos durante el proceso de sedimentación y redeposición in situ. La alteración de las rocas y depósitos endógenos ocurre principalmente por procesos de intemperismo químico. El intemperismo químico actúa a través de la oxidación y da lugar a la formación de depósitos residuales y de filiación sedimentaria. El tiempo de formación de los depósitos exógenos depende de la velocidad de sedimentación de los minerales metálicos. Este proceso de sedimentación ocurre por precipitación gravitacional de los minerales metálicos. Asi, podemos encontrar que los depósitos residuales de níquel pueden formarse durante un periodo geológico de aproximadamente de 15 a 20 millones de años. Procesos Exógenos Los procesos exógenos principales son:

• Intemperismo • Oxidación y enriquecimiento súper génico • Sedimentación • Día génesis

INTEMPERISMO.- Es el proceso principal en la construcción del relieve terrestre como valles, mesetas, vertientes o laderas. El intemperismo ocurre por cambios bruscos de la temperatura, por efectos del H2O – CO2 y biológicos sobre las rocas y minerales. Estos fenómenos ocurren en o cerca de la corteza continental. Se conocen 3 tipos de intemperismo:

• Químico • Mecánico o Físico • Biótico.

El intemperismo químico es el proceso más importante, descompone rocas y minerales transformando el material original en algún material diferente. Intemperismo Químico.- Ocurre por acción de los agentes atmosféricos como H2O, O2, H2CO3, organismos bióticos y por variaciones de la temperatura. El agua es el agente mas activo del intemperismo, actúa solubilizando algunos minerales metálicos y no metálicos, los transporta y los deposita. La deposición ocurre por regulación de las condiciones fisicoquímicas tales como Ph, Eh y de la composición química de las soluciones meteóricas.



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Zona de circulación de las aguas subterráneas en terrenos homogéneos. Zonas: A) alteración, B) saturación superior, C) saturación inferior; 1) dirección de la circulación de las aguas 2) Limite entre la zona de aeración y saturación 3) división de la zona de saturación en una superior y en otra inferior, 4) deposito aluvial.

Oxidación.- Ocurre en los minerales ubicados en o cerca de la superficie de la corteza terrestre en un ambiente con alto potencial de oxigeno. El oxidante mas activo es el oxigeno de la atmósfera y el disuelto en el agua. En las reacciones de oxidación participan también el agua, el acido carbónico, otros ácidos, etc. La oxidación ocurre sobre minerales carentes de oxigeno convirtiéndolos en óxidos e hidróxidos, ejemplo. Fe2SiO4 + ½ O2 + 2 H2O → Fe2O3 + H4SiO4 Fatalita hematina Hidratación.- Es la adición de agua a algunos minerales, dando lugar a la formación de minerales hidratados. El agua puede ser absorvida en la superficie de un mineral o puede pasar a integrar la estructura del mineral (agua de hidróxido), formar soluciones sólidas (agua cristalina de hidrato), o entrar en los canales de la red del mineral (agua zeolitica). La hidratación se observa fácilmente en la formación del yeso a partir de la anhidrita. También la hidratación de la hematina forma la lepidocrocita. CaSO4 + 2H2O = CaSO4.2H2O Fe2O3 + H2O = 2FeO(OH) La hidrólisis.- Es la remoción de los iones de hidrogeno del fluido, y de los cationes metálicos como calcio, potasio, sodio, magnesio o hierro de la roca. Es la descomposición de los silicatos a arcillas residuales, cationes y acido silito en solución. A expensas de los cationes libres se pueden formar óxidos e hidróxidos de aluminio, sílice, hierro, manganeso, etc. Pasando en



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algunos casos a solución, y precipitándose en otros casos en forma de óxidos, hidróxidos y sales. La hidrólisis esta relacionada con las reacciones de intercambio, entre las bases de los minerales de las rocas primarias y los iones de hidrogeno disociados eléctricamente del agua. Una hidrólisis intensa ocurre durante la descomposición de los feldespatos, generándose principalmente una arcilla caolinitica a partir de la ortosa; los feldespatos también se descomponen por acción del acido carbónico y del agua, formándose principalmente arcillas y sílice. Las rocas calcáreas también pueden ser disueltas formándose bicarbonato de calcio. Diálisis.- Es la eliminación de los cationes metálicos de las acumulaciones arcillosas, purificándolas hasta llegar a convertirse en arcillas puras. Intemperismo Mecánico.- Es la fragmentación de las rocas expuestas al medio ambiente. Se conoce cuatro procesos mecánicos:

• Termoclastismo.- Es la fragmentación de la roca debido a efectos de variación de temperatura.

• Gelifricación.- o crioclastismo es la fragmentación provocada por las oscilaciones de la temperatura del agua entre 0 ºC, agua que se encuentra presente en las fracturas y poros de las rocas.

• Haloclastismo.- Es la fragmentación provocada por la cristalización de las sales contenidas en las fracturas y poros de las rocas.

• Hidroclastismo.- Es la fragmentación provocada por la alternancia de humedad y desecación o por las variaciones importantes del contenido de agua en las rocas.

Intemperismo Biótico.- Actúa a través de las plantas y animales. La actividad biológica tales como la presión y corrosión producida por las raíces de la plantas, la excavación de los animales, etc. Favorecen la disgregación y descomposición de las rocas circundantes. FACTORES DE FORMACION.- Se conocen los siguientes factores de formación:

• Factores Climáticos.- Relacionado a la temperatura y pluviosidad, las cuales varían de acuerdo al tipo del clima ejemplo, las oxidaciones ocurren en climas tropicales.

• Factores Morfotectónicos.- Relacionados a la velocidad de erosión y al tiempo.

• Factores Hidrológicos.- Ayudan al desplazamiento vertical de las aguas meteóricas

y/o soluciones sulfatadas, así las rocas encajonantes con buena porosidad y permeabilidad tendrán un flujo fácil de soluciones y una buena oxidación.

• Factores Litológicos.- Dependiendo del tipo de roca tendremos oxidaciones que

profundizan mas que en otras rocas.

• Factores Mineralógicos.- Depende del tipo de minerales ejm. La pirrotita se oxida mas rápidamente que la pirita, y cuando se asocian sulfuros diferentes, algunos se alteran mas rápidamente que otros.

• Factores de Aprovisionamiento.- Permiten tener una fuente adecuada de sulfuros

primarios necesaria para generar soluciones sulfatadas, suficientes para la formación de nuevos depósitos mineralizados enriquecidos.

CLASIFICACION DE YACIMIENTOS RESULTANTES DE LOS PROCESOS DE INTEMPERISMO O METEORIZACION Los yacimientos resultantes se clasifican en:



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1) Intemperismo o meteorización física no metálica • Bloques de rocas igneas, sedimentarias y metamorficas • Canto anguloso, canto rodado • Grava, gravilla • Arena • Limo • Arcilla

2) Intemperismo o meteorización física metálica • Lavaderos de oro • Morrenas auríferas

3) Intemperismo o meteorización química no metálica

• Bauxita • Tipos de arcilla • Travertino • Caliza • Evaporita

4) Intemperismo o meteorización química metálica

• Meteorización de estructuras mineralizadas • Mantos singenésicos continentales • Mantos singenésicos marinos

BIBLIOGRAFIA

• Geología de los depósitos minerales metálicos “Jorge Augusto” • Intemperismo o Meteorización .pdf • Yacimientos por intemperismo o meteorización “Capitulo XXI- INGEMMET



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EXPRESION GEOMORFOLÓGICA Y COBERTURA CUATERNARIA

INTRODUCCIÓN Con cambios de temperatura, las rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas se fracturan en bloques, cantos angulosos, arena, limo, arcilla (referidos mayor tamaño a grano fino). Estos productos de meteorización conforman los suelos cuaternarios ubicados en las terrazas fluviales (ríos), terrazas aluviales (aluviones), a lo largo de los ríos longitudinales y transversales a la cordillera de los andes. En las morrenas por procesos de glaciación, en las terrazas de los valles glaciares, en los desiertos arenosos de la planicie costera. Por los procesos de meteorización se forman los yacimientos no metálicos y yacimientos metálicos (como el oro), que están directamente involucrados con la topografía y geomorfología del lugar.

CARTOGRAFIADO GEOMORFOLÓGICO Los cartografiados o mapas geomorfológicos representan mediante tramas, colores y símbolos el relieve de un área concreta de la superficie terrestre, continental u oceánica. Se trata de mapas detallados con contenidos morfométricos, morfográficos, morfogenéticos y morfocronológicos. Se sintetizan en cartografías básicas, teóricas o generales que tienen una representación variada y compleja No existe un acuerdo general que permita unificar la producción cartográfica mundial. Existen diferentes métodos, códigos y leyendas a) Importancia: Los mapas geomorfológicos son muy importantes para la planificación territorial.

Contienen la información esencial para elaborar cartografías aplicadas. Las formas de relieve se obtienen individualizadamente o integrando unidades territoriales La representación se hará a una escala adecuada a las características del relieve y al tipo

de mapa que necesitemos levantar. Se emplea una metodología muy precisa y exhaustiva en la que se combinan aspectos

estructurales y erosivos para conformar una organización morfogenética del espacio cartografiado

b) Tipos de mapas geomorfológicos

Generales o de síntesis: Incluyen todo el conjunto de elementos posibles en el mapa Parciales: Abarcan solo una selección de las características del relieve Básicos: Destinados a la pura investigación geomorfológica Aplicados: Aspectos aplicados (situación de líneas de dolinas, campo de volcanes) Temáticos: Señalan sólo alguno de los elementos



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c) Mapas geomorfológicos según su escala

Gran escala 1:10.000 y mayores Planos Geomorfológicos Básicos: 1:10.000/1:25.000 Detallados: 1:25.000/1:100.000 Sinópticos: de media y pequeña escala 1:100.000/1:1.000.000 De pequeña escala: 1:1.000.000/1:30.000.000, Países, continentes, mundiales

d) La leyenda: los colores

Zócalo paleozoico= Rosado con tramas en blanco Cadenas alpinas= Naranja con tramas en blanco Cuencas sedimentarias= Ocre con tramas en negro Rocas volcánicas= Morado con tramas en negro Rocas cristalinas= Rojo claro con tramas en rojo carmesí Modelado antrópico= Marrón verdoso

e) Las memorias Los mapas van acompañados de memoria las que incluyen:

Esquema topográfico. Organización morfoestructural: Litología y estratigrafía. Morfología y sistemas morfogenéticos: Formas estructurales, Formas Fluviales, Formas

morfoclimáticas Evolución Geomorfológica Unidades geomorfológicas Bibliografía

Mapa geomorfológico detallado



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TOPOGRAFÍA Por lo general, los geólogos económicos suelen no advertir que la comprensión de los caracteres e historia geomórficos de una región pueden ser utilizados con provecho en la exploración de algunos minerales McKinstry (1948) ha dado a conocer una exposición excelente sobre las posibilidades de emplear guías geomórficas en geología minera Los caracteres geomórficos pueden servir como guías en la búsqueda de yacimientos de minerales, de tres maneras: 1) algunos depósitos de minerales se revelan directamente por la topografía; 2) la topografía de un área puede proporcionar indicios de la estructura geológica que ha favorecido la acumulación de los minerales; y 3) la comprensión de la historia geomórfica del área puede hacer posible una mejor



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apreciación de las condiciones físicas bajo las cuales los minerales se acumularon o se enriquecieron. Existen numerosos ejemplos de caracteres topográficos positivos que revelan la ubicación del filón mineral. Las vetas crean las crestas, mientras que las áreas comprendidas entre las vetas generalmente dan lugar a la formación de cauces de arroyos, aunque donde las vetas son angostas o han sido debilitadas por fallas transversales pueden ser atravesadas por líneas principales de desagüe No todos los afloramientos de minerales se reflejan en formas topográficas positivas. Algunas vetas y áreas mineralizadas pueden carecer de expresión topográfica visible o estar reflejadas por depresiones o caracteres de hundimiento. Las vetas de calcita pueden ser poco visibles o estar reflejadas topográficamente por depresiones, como en Oatman, Arizona. y en Bearverdell, Columbia Británica. Como dice Schmirr (1939), "la expresión topográfica, positiva o negativa de un clavo mineralizado no oxidado depende, por supuesto, de la resistencia relativa a la erosión del clavo y de las paredes. Las diferencias de resistencia son el resultado de los muchos caprichos de la mineralización en sus efectos sobre las vetas y las paredes pero en un distrito dado puede ser constante un efecto típico, suministrando así una guía de la mineralización valiosa. Por lo común, el problema consiste en encontrar cuál es el reflejo geomórfico específico de un cuerpo mineralizado.

La topografía puede ser útil en la búsqueda de minerales de hierro. Aunque no se puede establecer una generalización absoluta referente al tipo exacto de topografía necesaria para los yacimientos de minerales de hierro, es probable que haya una expresión topográfica definida para un depósito en particular

COBERTURA POST MINERALIZACIÓN Varios minerales de importancia económica son esencialmente residuos de mineralización de ciclos geomórficos actuales o antiguos, y en la búsqueda de ellos, la geomorfología puede des-empeñar un papel importante. Además de los tipos de depósitos de hierro mencionados anteriormente, también son de estas naturalezas materiales tales como los minerales de arcilla, caliche, bauxita, algunos de manganeso y de níquel. Puede expresárselo brevemente en los siguientes términos: la meteorización y la erosión están trabajando constantemente sobre las rocas de la superficie terrestre; los productos de la meteorización de las rocas pueden tener valor económico; es probable que estos productos, en las últimas etapas de un ciclo geomórfico queden en el lugar como residuos o coberturas, en las primeras etapas de un ciclo no se forman o son removidos y concentrados en otros .lugares por acumulación.

Los productos residuales de la meteorización se pueden encontrar sobre superficies de meteorizaci6n reciente o antigua, ahora sepultadas o exhumadas. Las superficies sobre las cuales más comúnmente se forman, son las de peneplanicies o casi peneplanicies. Las discordancias en la columna geológica a menudo representan antiguas superficies de peneplanicies, y de allí que pueden ser lugares apropiados para ciertos minerales residuales. Más comúnmente tales mine-rales se encuentran sobre remanentes de las superficies erosionadas del Terciario, por arriba de los niveles de base de la erosión presente.

BIBLIOGRAFÍA:



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Elena González Cárdenas; Dpto. de Geografía y Ordenación del Territorio UCLM

Pedro Hugo Tumialán de la Cruz; Compendio de Yacimientos Minerales del Perú

William D. Thornbury; Principios de Geomorfología



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PROCESOS Y PROVINCIAS METALOGENICAS

Base geoquímica

Depósitos tipo Mississippi Valley Los depósitos tipo Mississippi Valley son depósitos de Pb-Zn, los cuales ocurren principalmente en carbonatos. Estos depósitos se formaron en condiciones continentales y dado a su importancia han sido estudiados extensamente. La mineralización parece ser epigenética, tanto los minerales de mena como los de ganga se encuentran ocupando espacios abiertos pre existentes, tales como relleno de cavidades en brechas de falla (figura), brechas de solución o brechas kársticas, cavernas y como diseminación por sustitución e impregnación, que es más usual en estratos esquistosos. Los minerales también se encuentran en fracturas como venas bandeadas a lo largo de la roca caja. Fig. Brecha de carbonatos y sulfuros de la mina de Pomarzany, Silesia (Polonia) Marco Geológico Estos yacimientos están usualmente agrupados en distritos de cientos de Kilómetros cuadrados y confinados a algunas unidades estratigráficas, las cuales son generalmente calizas dolomitizadas. Las edades de estas formaciones son variadas. En los yacimientos encontrados en cuencas continentales, tales como la del río Mississippi, es un acuerdo amplio hoy en día que los fluidos mineralizantes migraron buzamiento arriba hacia el borde superficial de la cuenca, a través de sus acuíferos. Al respecto se han propuesto varios mecanismos que tratan de explicar el movimiento de aguas profundas hacia fuera de las cuencas, pero sus cuantificaciones con modelos numéricos hidrológicos indican que una explicación de la



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mayoría de características de las cuencas es un flujo impulsado por gravedad, inducido por una orogenia. Los caudales generados por la compactación parecen demasiado pequeños para transportar el calor de manera eficiente hasta el borde de la cuenca, a menos que sea esquistosa y rápidamente subsidente, causando aumentos de presión lo suficientemente altos. Se han propuesto varios modelos genéticos a través de los años, pero ninguno de ellos explica completamente las características y los datos geoquímicos obtenidos en los grandes yacimientos, tales como el del valle Mississippi alto (USA), el yacimiento del SurEste de Missouri (USA), o el de Silesia (Polonia). Las cuestiones principales son la ubicua disolución de la roca caja carbonatada y la variedad mineralógica que llena dicha porosidad. Pueden presentarse cavidades rellenas solamente con carbonatos o cavidades rellenas sobretodo de fluorita o baritina, como en el caso del yacimiento de los Pirineos ingleses. Fig. Esquema de los yacimientos de Silvermines-Ballynoe (Irlanda). Características geoquímicas La interpretación de los datos geoquímicos, principalmente inclusiones fluidas y análisis isotópicos llevan a la conclusión de que los yacimientos tipo Mississippi Valley fueron formados por fluidos de cuencas salinas, caracterizados por temperaturas entre 80 y 200ºC y una salinidad de 5 a 10 veces la del agua de mar. Estos fluidos son similares a aquellos encontrados en las salmueras de los campos petroleros de las cuencas sedimentarias actuales, a profundidades someras (menos de 2Km). Entre las características conocidas de estos depósitos tenemos temperaturas generalmente menores a los 200ºC y deposición a partir de fluidos derivados de fuentes externas, posiblemente cuencas de salmueras. La disolución de carbonatos en ambientes de baja temperatura (hasta 200ºC) se facilita por la mezcla de soluciones químicamente diferentes, debido a efectos intrínsecos de mezcla geoquímica. El rango de variación de δ34S es grande entre diversos depósitos pero relativamente pequeño dentro de cada depósito. Se sugiere una reducción termal de los sulfatos provenientes de las evaporizas como la fuente principal de sulfuros. Usando el método de la microsonda iónica SHRIMP, McKibben y Elbridge (1995) observaron grandes variaciones en los valores δ34S desde -10 a +25 por mil dentro y entre los sulfuros inter



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crecidos. Esta fuerte heterogeneidad indica una compleja historia de descomposición minera entre dos o más fluidos isotópicamente distintos. Fig. Procedimientos y pauta analítica para el estudio y análisis de inclusiones fluidas en medios petroleros y diagenéticos, y en yacimientos estratoligados epigenéticos del tipo Mississippi Valley, según el método de Pironon (2004). Estudios de inclusiones fluidas, D/H y de 18O/16O de mineralización y roca caja hechos en varios yacimientos tipo Mississippi Valley paleozoicos han demostrado, aunque de manera no concluyente, que estos depósitos de Plomo – Zinc o Plomo –Zinc – Fluorita fueron formados a partir de aguas de formación salina a temperaturas aproximadamente de 70 – 180ºC. Varios estudios isotópicos recientes confirman estas conclusiones. Las salinidades, composiciones químicas y el rango de δD en las inclusiones fluidas son notablemente similares a aquellas observadas en las modernas salmueras de los campos petroleros en las cercanías de la cuenca de Illinois. Los sulfuros masivos depositados en rocas sedimentarias también pueden ser depositados a partir de aguas formacionales de baja temperatura o salmueras de cuencas. Como ejemplo se tiene el yacimiento de Zn-Pb-Baritina Silvermines en Irlanda, el cual se formó a una temperatura de 140-220ºC por la mezcla de dos tipos de fluidos ricos en NaCl.



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La deposición de la mena pudo haber ocurrido cuando el fluido de alta temperatura (δD = -23 a -30, δ18O = +5 a +9, y una saturación de NaCl equivalente de 8 a 12%) se mezcló con un fluido de menor temperatura y más salino (δD = - 40 a -50δ18O = +2 a +7, con un 18 a 22% en peso de NaCl equivalente. Fig. Cristal de fluorita con zonación de color púrpura e incolora, y con inclusiones fl uidas

primarias. Luz transmitida, nícoles paralelos. Fig. Inclusión fluida en fluorita que contiene salmuera acuosa e hidrocarburos Mecanismos de transporte de iones y deposición La principal controversia sobre la génesis de los yacimientos Mississippi Valley se refiere a las condiciones para la deposición de los metales, las cuales están íntimamente relacionadas con el modo de transporte de metal en solución. Se sugieren compuestos clorurados y sulfurados como



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agentes formadores de complejos para metales en las salmueras, pero su contribución a la solubilidad metálica en los rangos de pH de tales soluciones no supera 1ppm, concentración insuficiente para la formación de un yacimiento tipo Mississippi Valley, habida cuenta de la duración del proceso de mineralización. Se han propuesto agentes orgánicos como alternativa y, aunque aún no se ha informado de pruebas de su eficacia, algunos resultados preliminares parecen prometedores. Los mecanismos de precipitación de mena en este tipo de yacimientos se puede sintetizar en dos modelos generales:

- El modelo de una solución, el cual recurre a una salmuera que transporta metales y sulfuro de hidrógeno en solución. La deposición de metales en forma de sulfuros puede ocurrir entonces por enfriamiento, dilución de la salmuera debido a las aguas subterráneas, por un cambio de pH en la solución, por la “protonación” del complejante metálico o su oxidación. Este tipo de modelo parece tomar lugar donde el fino bandeado de mena ha sido correlacionado a lo largo del distrito (como ocurre al SE de Missouri), y esto parece un indicativo de condiciones homogéneas de precipitación y aparentemente contrarias a la mezcla de soluciones.

- Por otro lado, está el modelo de mezcla de dos soluciones. Este modelo requiere que la

salmuere lleve solamente metales y que el sulfuro sea agregado in situ, ya sea debido a que este fue transportado como ión sulfato en el mismo fluido y más tarde reducido a sulfuro en la cuenca de deposición o debido a una fuente de sulfuro. No hay acuerdo entre los autores sobre alguno de los modelos, ya que ninguno de ellos se ajusta a todos los caracteres de los mayores yacimientos tipo Mississippi Valley.

Entre estos dos modelos, dos propuestas se refieren a la disolución de la roca caja carbonatada con la precipitación de sulfuros. La oxidación de bisulfuro ha sido presentada como una manera para generar la acidez necesaria para disolver la roca caja, también estaría ligada a la deposición de sulfuros metálicos. Sin embargo, con la pequeña concentración de oxígeno disponible a profundidad, tal reacción de oxidación no se produce. Otro proceso propuesto para la precipitación de sulfuros metálicos fue propuesto por Anderson (1975) y Randell y Anderson (1996) como uno que libera iones hidrógeno, lo que produce la disolución de la caja carbonatada. El balance de masa de la reacción requeriría la misma cantidad de carbonatos disueltos y sulfuros depositados. Modelo de mezcla de fluidos para yacimientos tipo Mississippi Valley Los modelos conceptuales más simples para la generación de estos yacimientos son aquellos en los cuales los metales y el azufre viajan en fluidos diferentes. La mezcla de estos dos fluidos origina no solamente la deposición de sulfuros metálicos, sino también la disolución de la roca caja. Se comparan resultados de mezclas de aguas subterráneas regionales con salmueras en tres casos distintos: El caso de que estas sean pobres en sulfuros y ricas en sulfuros (mezcla pura), ricas en azufre y ricas en metales (reacciones de adición de azufre reducido) y aquellas que son ricas en sulfatos y metales (reacciones de adición de sulfato) H2S(aq)subt + Zn2+

sal ZnS(s) + 2H+ (1) SO4

2-(aq) subt + Zn2+

sal + CH4(aq)sal ZnS(s) + 2H2O + CO2 (aq) (2) CaCO3(s)caja + 2H+ Ca2+ + CO2(aq) + H2O (3) Las reacciones químicas que nos ocupan, aquellas que llevaron a La disolución y la precipitación de carbonatos y sulfuros, se producen principalmente en el cuerpo mineralizado y a continuación,



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en caso de los yacimientos tipo Mississippi Valley. Por tanto, las simulaciones geoquímicas necesitan sólo ser hechas a tal escala. Los dos fluidos que se mezclan están saturados con respecto a la calcita, pero el índice de saturación de este mineral en la mezcla no es la suma de los dos componentes debido a las distintas variables químicas en ambos fluidos. Cuando la concentración de iones calcio o carbonato es diferente en las soluciones extremas, la mezcla tiende a sobresaturarse con respecto a la calcita (efecto algebraico). Cuando hay un contraste de salinidad entre las dos soluciones iniciales la calcita se vuelve sub saturada en la mezcla, ya que la salinidad afecta los coeficientes de actividad iónica. Finalmente, cuando hay diferencias de pH entre ambos miembros extremos de la mezcla y esto lleva a un intercambio total de Carbono en la mezcla, la solución final se vuelve subsaturada nuevamente (efecto de pH y C) a menos que los fluidos sean alcalinos. Todos estos efectos ocurren simultáneamente y compiten entre sí. Sus efectos son no lineales. La disolución de la roca caja carbonatada se explica por la mezcla de fluidos con distinta química y temperatura igual. Dado que las variaciones en temperatura no son importantes a la escala del yacimiento, no es necesario dedicar tiempo para acoplar el flujo de calor con las simulaciones geoquímicas. La mezcla de fluidos hidrotermales de diferente química debido a que ambos están saturados con respecto a la calcita genera disolución y precipitación de tal mineral en zonas separadas pero contiguas. Ambos procesos ocurren simultáneamente, por las mismas soluciones, pero a diferentes proporciones de los fluidos finales. De acuerdo a las observaciones de los cuerpos brechados de varios distritos metalogenéticos del tipo Mississippi Valley, el área de disolución de la roca regional tiene la forma de una “V”. Esta es precisamente la forma de la interfase entre los dos fluidos que se mezclan y que tienen velocidades ortogonales. Dependiendo de sus flujos relativos, la “V” es más ancha o angosta. Las zonas de disolución y precipitación de carbonatos permanecen separadas en el tiempo, siempre y cuando los flujos de las soluciones iniciales permanezcan constantes. Sin embargo, tan pronto como uno de ellos disminuye la proporción de fluidos en la mezcla, cambia y las zonas de disolución y precipitación se mueven. Esto explica el relleno de calcita y dolomita de las brechas. La presencia de acuíferos en la sección estratigráfica no es directamente importante para la formación de los cuerpos mineralizados, ya que el confinamiento de la mezcla de fluidos no es necesario para activar la disolución de la roca caja ni para la precipitación de sulfuros. Estos procesos ocurren en la interfase de mezcla entre las dos soluciones iniciales. La precipitación de sulfuros metálicos es una de las consecuencias de la mezcla cuando los fluidos llevan suficiente azufre y cationes. Como la mayoría de los sulfuros de metales base tienen un volumen molar más pequeño que el de los carbonatos, la precipitación de los sulfuros no ocupa completamente la porosidad, y la mezcla puede llevarlos mientras los dos fluidos duren. La mezcla de dichos fluidos puede conducir a la formación de un yacimiento tipo Mississippi Valley.



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Fig. Resultados del modelo de adición de H2S después de 150000 años de tiempo simulado. A. curvas isovalóricas de concentración de cloruro que ilustra el modo de mezcla entre un agua regional rica en azufre reducido y una salmuera rica en metales. B. Curvas isovalóricas de calcita depositada (azul) o disuelta (rojo). C. Curvas isovalóricas de La cantidad de esfalerita depositada.



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PROCESOS Y PROVINCIAS METALOGENICAS

Provincias metalogénicas

Zonas con una abundancia anormal en yacimientos de un tipo o de una sustancia en concreto. Se establecen en base a la abundancia de yacimientos conocidos.

Pueden ser la manifestación y consecuencia de una provincia geoquímica; pueden deberse a la existencia de ámbitos especiales en los que se tienen rocas que resultan ser metalotectos litológicos para determinados metales, a la presencia de magmatismo regional o similares condiciones de tectónica, etc., p.e.:

- Cu en SW de USA / Perú / Chile

- Sn en Bolivia / NW Europa (Cornualles) / SE Asiático)

CONCEPTO DE METALOTECTO

Etimológicamente viene del griego (metalleion=mina, ectos= constructor). Sensu stricto se trata de una guía antecedente, un factor que favorece o condiciona la génesis del yacimiento y su localización en asociación con aquél. En la práctica, se considera cualquier propiedad anterior, simultánea o posterior a la génesis del yacimiento que es favorable a su formación

(metalotectguía): Todo dominio espacial o temporal que por su litología, propiedades físicas, quimismo, etc. o por su relación con otra causa (edad, clima, etc.) pueda albergar la formación de una concentración mineral.

- Puede ser un dominio espacial de la corteza visible, medible, geometrizable, que se establece en base a criterios geológicos (estructurales, litológicos o paleogeográficos, etc.) de acuerdo con datos objetivos observados, que tienen una relación causa-efectocon la mineralización.

• Ese dominio geográfico tendrá unas determinadas propiedades, a veces difíciles de cartografiar y representar, que se establecen en base a criterios genéticos. Dichos criterios se deducen tanto de datos de laboratorio (p.e. condiciones de estabilidad de los minerales), como de la experiencia adquirida en campo.

METALOTECTOS POSITIVOS Y NEGATIVOS

- Metalotecto positivo es aquel que por sus características resulta favorable para que se dé en él la formación de una concentración mineral (p.e.: un sistema de fracturas para que se formen mineralizaciones filonianas; una determinada facies como el conglomerado de La Riera para la fluorita asturiana).

• Metalotecto negativo es todo dominio que por sus características difícilmente puede presentar concentraciones minerales (p.e.: margas del Permo-Trias para la fluorita asturiana, ya que resultan ser una facies de baja permeabilidad y escasa reactividad).



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SUPERPOSICIÓN DE METALOTECTOS

- A la hora de hacer prospección, las zonas más prometedoras serán aquellas en las que haya más metalotectos positivos coexistentes, ya que serán dominios de tanto mayor interés cuantos más metalotectos se superpongan (p.e.: mineralizaciones de Zn en niveles carbonatados Cretácicos de la Cordillera Cantábrica).

MAPAS PREVISORES DE MINERALIZACIONES

- Se trata de mapas geológicos en los que se realiza la representación cartográfica de dominios espaciales favorables para la presencia de mineralizaciones, es decir, de metalotectos específicos. Se basan en la experiencia local y general.

ESCALA DE METALOTECTOS

1. Metalotectos Regionales o a gran escala: Rasgo o condición favorable (estructural, litológica, geoquímica o de otro tipo) que se da en una zona extensa de la Corteza, y que se puede representar en mapas de escala regional. Sirven para facilitar la elección y delimitación de grandes zonas de exploración con más posibilidades de tener yacimientos de un determinado tipo, pero no sirven para su directa aplicación al desarrollo de un distrito determinado en el que se

sitúen o representen yacimientos concretos. Pueden ser de:

- 1 er orden: Representables en mapas a escalas entre 1:5.000.000 y 1:2.000.000 (continente)

- 2º orden: Representables en mapas a escalas entre 1:500.000 y 1:200.000 (provincia)

Ejemplos:

- Rocas ígneas (batolitos, rocas volcánicas, intrusiones) de grandes volúmenes o dimensiones

- Rocas sedimentarias de edades específicas (ciertas formaciones ferríferas sedimentarias)

- Epocas metalogenéticas (Hercínico en Europa)

- Dominios climáticos:

- climas tropicales -- bauxitas, lateritas Fe, Mn-

- climas áridos -- pórfidos cupríferos

- periodos de intensa meteorización y posterior erosión y acumulación -- placeres auríferos

- Grandes unidades estructurales (lineamientos metalíferos continentales, zonas de diapirismo...)

- Provincias geoquímicas: zonas anormalmente enriquecidas en uno o varios elementos

2. Metalotectos Locales o a pequeña escala: Tiene relación espacial con la mineralización y permiten la localización de yacimientos. A medida que se reduce la escala, se aumenta el nº de metalotectos que es posible representar y se acotan zonas más reducidas y con más posibilidades. Pueden ser de:



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• 3 er orden: Representables en mapas a escalas entre 1:50.000 y 1:20.000 (distrito)

• 4º orden: Representables en mapas a escalas entre 1:5.000 (yacimiento)

Ejemplos:

Pequeñas unidades estructurales (anticlinales, fallas), repartición de canales fluviales,

formaciones estratigráficas, secuencias litológicas, variaciones locales de facies, permeabilidad, zonas conalteración o meteorización, asociaciones minerales...

Algunas guías o metalotectos se reconocen más fácilmente en los márgenes de un distrito minero que en el centro donde la mineralización y la posible alteración asociada son más intensas y enmascaran los rasgos originales de la roca mineralizada-.

TIPOS DE METALOTECTOS

Los controles, guías o metalotectos se denominan en función del factor principal que determina las condiciones de localización y concentración del mineral útil; muchos de ellos se utilizan conjuntamente durante la investigación para localizar la mineralización a la que se asocian.

1. Metalotectos Climáticos

Contemplan la influencia del clima sobre el reparto de los yacimientos para cada periodo geológico (paleoclima).

Ejemplos:

- Zonas húmedas --caolines, yacimientos detríticos en cauces fluviales

- Zonas de clima tropical --yacimientos residuales (bauxitas, lateritas de Fe y Ni, minerales de Mn) que exigen fuertes procesos de meteorización y profundos niveles freáticos. Generalmente se dan sobre superficies topográficas maduras (penillanuras, mesetas) donde la erosión mecánica es débil, permitiendo así que se acumulen los minerales.

- Zonas de clima árido-semiárido -- dolomita, minerales sedimentarios de Pb, Zn, depósitos evaporíticos, sales. Con niveles freáticos profundos el clima árido favorece la formación de yacimientos por enriquecimiento supergénico (p.e. a partir de: pórfidos de Cu SW USA/ N Chile) y su posterior conservación.

- Zonas de intensa meteorización, seguida de acumulación en la fase de transporte superficial placeres auríferos importantes (California / Australia)

• Zonas con clima no favorable como metalotectos negativos-

2. Metalotectos Estratigráficos

Comprenden las condiciones geológicas relacionadas con la edad de las diversas series sedimentarias que encierran minerales útiles (datación absoluta/ Paleontología). Es preciso conocer el reparto estratigráfico de las series de interés económico, la distribución de facies y los periodos de acumulación



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de minerales útiles, lo cual permite su correlación en otras zonas.

Algunos yacimientos se encuentran preferentemente en sedimentos de edad determinada. Por el contrario, otros no presentan esta característica (p.e. algunos yacimientos de origen sedimentario, como rocas industriales, etc.).

La Estratigrafía también resulta de gran interés en el caso de yacimientos epigenéticos, que se depositan en zonas preferentes según las condiciones del estrato (reactividad, fragilidad, permeabilidad...).

Ejemplos:

- Acumulaciones carboníferas: en general un rango de carbones se localiza en una serie estratigráfica de cierta edad, exceptuando los sometidos a puntuales episodios de metamorfismo

- facies ferríferas y minerales de Mn

- Reparto de yacimientos en relación a la línea del litoral (control por facies)

- Depósitos de hierro oolítico -- sedimentos en zonas de alta energía

- Wiswaterand (Sudáfrica): pudingas silíceas con piritas, oro, uraninita...-- las zonas más ricas coinciden con antiguas salidas deltaicas -- antiguo placer marino yacimiento singenético

- Reocín: Zn afín a rocas carbonatadas y en particular, ligado a dolomías del Urgo-Aptense

- Niveles guía: Ocupan una posición determinada en la serie estratigráfica y sirven para correlacionar.

P. e.: Tongstein (nivel de cenizas volcánicas con feldespatos situado entre pizarras y areniscas) para el carbón en Asturias; marca un episodio de sedimentación en un área muy amplia.

- Efecto barrera: condiciones de desequilibrio en el curso de soluciones mineralizantes que facilitan el depósito de minerales. Es aplicable a mineralizaciones epigenéticas y singenéticas. P.e.: cambio de porosidad, P, Tª, pH, Eh...

- Epocas metalogenéticas: Cuando se tiene una relación espacio temporal de los yacimientos podemos hablar de épocas metalogenéticas, que pueden ser un metalotecto a gran escala:

- Precámbrico: geosinclinales

- Paleozoico: geosinclinales y zonas de plataforma

- Mesozoico: sin interés

- Cenozoico: Paleógeno, zonas de plataforma con actividad tectónica, etc.

- En Europa, la época más productiva es la Hercínica (Carbonífero-Trias)distritos de Cornualles, Freiberg, etc.



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3. Metalotectos Litológicos

La naturaleza nos indica que ciertos tipos de yacimientos se dan cuando existen ciertos tipos de rocas. Es importante conocer las facies y rocas que albergan yacimientos de minerales útiles. P.e.:

yacimientos de oro asociados a intrusiones de rocas ígneas ácidas en Asturias (guía conocida desde la época Romana).

razones de favorabilidad de las rocas para albergar yacimientos:

Yacimientos Singeticos: génesis común roca-yacimiento, siendo ambos fruto de un mismo episodio (ígneo, sedimentario, metamórfico...)

a)Guías magmáticas: En el caso de mineralizaciones en rocas ígneas, existe una dependencia (relación espacio-temporal y genética) entre la naturaleza de la mineralización y la profundidad de las intrusiones madres. Serán metalotectos litológicos:

Zonas con grandes instrucciones igneas: macizos cristalinos, carbonatitas (=rocas magmáticas con 80% carbonatos, asociadas a rocas ultrabásicas) kimberlitas (rocas ultrabásicas que rellenan chimeneas volcánicas, formadas en dominios profundos de alta presión y Tª), etc.

Rocas ígneas de una determinada clase con la que se hallan generalmente asociadas menas específicas, constituyendo esta asociación un dato de experiencia suficientemente observado para ser generalizado. P.e.: kimberlitas guías de diamantes o Rocas àcidas s. P.e: granitos, pegmatitas...â†’Sn, W, Mo, Be, B, Li, Th...

- Rocas Bàsicas s. P.e: gabros, noritas, nortositas... --posibles yacimientos de sulfuros, Cu, Ni, ilmenita y magnetita, Fe-Ti,...

- Rocas ultrabàsicas s. P.e: posibles yacimientos de Cr Sudáfrica-, Pt [dunitas ’peridotitas], platinoides, Ti, Fe, diamante [kimberlitas], corindón, etc.

Acumulación de minerales de Fe sobre macizos de rocas ultrabásicas

instrucciones alcalinas:

- Yacimientos de fluorita, barita, magnesio, etc. -- zonas de cobertera-zócalo carbonatados

- Rocas madre como guía: sienitas nefelínicas y otras rocas ígneas con feldespatos ricos en Al

menas de Al tipo bauxita; tb. yacimientos de Nb conteniendo Zr, Ta, Ti, elementos radiactivos y tierras raras

b)Guías sedimentarias. P.e:

- Caliza: especialmente favorable para Pb y Zn (ídem la cuarcita), pero relativamente no receptiva al Au (favorable a rocas que contienen clorita)

- Pb: puede aparecer asociado a rocas silíceas, sobre todo areniscas

-- Cu: frecuente en medios detríticos silíceos y a veces en medios carbonatados



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c) Guías metamórficas: alteraciones y fenómenos de reemplazamiento o metasomatismo en rocas encajantes / zonalidad de alteración. Indican perturbaciones hidrotermales â†’posible presencia de minerales útiles o Skarn ’calizas, dolomías (+ minerales de Fe, Cu, W, Mo, Sn, Pb, Zn, As, Au...) o Yacimientos de moscovita, flogopita, grafito... esquistos metamórficos antiguos

Yacimientios Epigenicicos : mineralizaciones contemporáneas con la roca; el medio es un lugar favorable para la roca y la mineralización:

-Competencia de la roca: las rocas competentes (cuarcitas, conglomerados, rocas ígneas, etc.) rompen al ser sometidas a esfuerzos. Las rocas incompetentes(margas, pizarras, esquistos, etc.) tienen tendencia a deformarse plásticamente. Las primeras tienen tendencia a romperse por superficies de fractura, formando dominios más permeables circulación de fluidos); además, su carácter de material rígido evita que las fracturas se cierren apretadamente. Al quebrarse, suelen producir una red de grietas interconectadas o una brecha permeable, permitiendo así que las soluciones mineralizantes se pongan en contacto con una mayor superficie de roca.

-Reactividad química de la roca: Induce a la precipitación de los minerales de la mena, fenómenos de reemplazamiento y formación de nuevos minerales. P.e:

o Las rocas carbonatadas y las ígneas son favorables a fenómenos de metasomatismo por fluidos circulantes (rocas de alta menos estables); Rocas poco reactivas son esquistos, pizarras, cuarcitas...

-Textura de la roca. P.e:

o Facies como guía: P.e.: mineralización de Hg en cuarcitas en Almadén: no toda la arenisca posee la misma ley los dominios mineralizados coinciden con una determinada facies de mayor energía o Permeabilidad y Porosidad (primaria). P.e.: conglomerados, areniscas, dolomías.

Una vez establecido que una formación o roca en particular presenta características favorables para que pueda tener asociada una mineralización de un tipo determinado, el siguiente paso es estudiar la situación de ese tipo de roca en terreno inexplorado, y centrar en esas áreas los trabajos de exploración, desechando las zonas en donde no existan tales tipos de rocas.

Sin embargo, no siempre la presencia de una determinada roca ígnea garantiza la existencia de un yacimiento. Deben darse unas condiciones adecuadas: riqueza de elementos en el magma y tipo de evolución de ese magma (profundidad, contenido en agua hidrotermalismo-, velocidad de enfriamiento, factores físico-químicos...) que faciliten la concentración de dichos elementos y la formación de minerales específicos.

4. Metalotectos Estructurales

Se establecen en base a la relación e influencia de las estructuras geológicas en el reparto, localización y forma de los yacimientos, así como en la localización de las provincias metalogenéticas y los distritos mineros dentro de las mismas.

Según los diferentes tipos de estructuras implicados, se pueden establecer distintos tipos de metalotectos estructurales:



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- Charnelas (máxima tracción) y zonas axiales de las estructuras anticlinales a lo largo de su extensión. También la prolongación de anticlinales complementarios, transversales a los pliegues principales - Curvaturas fuertes de grandes estructuras, debilitadas a lo largo de su extensión - Intersecciones de grandes fracturas (fallas) con otras estructuras (fallas-anticlinales), zonas de intensas formaciones de fisuras - Grandes fallas que cortan a horizontes favorables

- Zonas de transición entre sinclinales y anticlinales (criaderos polimetálicos, como las provincias auríferas de Australia)

- Intrusiones que se intercalan en los dominios de accidentes tectónicos. Flexión y estrechamiento de las rocas que descansan sobre macizos intrusivos

- Líneas o ejes de diapirismo (Pb en Túnez)

- Zonas de subsidencia

- Geosinclinales, con magmatismo básico (sulfuros de Cu-Ni)

- Bordes de plataformas, zonas de colisión entre placas

- Cadenas tectónicas (p.e: granitos fértiles en Sn desde Galicia a Extremadura)

No siempre se aprecian bien las condiciones estructurales.

Los sistemas de fracturación como condicionantes de las mineralizaciones:

- Interesa conocer las familias de fracturas (Mecánica de rocas) y si éstas son anteriores, contemporáneas o posteriores a la mineralización

- Aspectos favorables serán:

o las fracturas abiertas

o las fracturas anteriores a la mineralización o las zonas de gran densidad de fracturas

- Sistemas sucesivos de esfuerzos en familias de fracturas de distinta dirección y buzamiento

- Esfuerzos de cizallamiento y de tensión (de compresión o de tracción de fracturas abiertas).

Fallas directas o inversas

- Fracturas conjugadas

- Fracturas radiales y concéntricas (domos)

- Influencia de la fragilidad/competencia/ductilidad de la roca en la fracturación. Influencia de su profundidad. Interesan rocas no plásticas, que dan fracturas de tensión abiertas y fracturas de cizalla con brechas.

- Influencia de la litología: reactividad de la roca (tendencia a reemplazamiento, metasomatismo)



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- Las rocas saturadas de agua rompen más fácilmente, ya que el agua produce una sobrepresión interior superior a la que estaba sometida la roca, lo que equivale a un aumento de las fuerzas de expansión

- Yacimientos en fracturas de cizallamiento: en terrenos antiguos que han tenido un importante

espesor de sedimentos encima y han sufrido deformación. Mineralización sobre todo por reemplazamiento. No zonalidad o poco acusada

- Yacimientos en zonas de fracturación y brechificación: Más abundantes en terrenos jóvenes (Terciario). Mineralización por reemplazamiento y relleno de huecos simultáneamente. Zonalidad Acusada

5. Metalotectos Mineralógicos

Se basan en el interés que un determinado mineral de un elemento, existente en un dominio dado,

puede tener como indicador de condiciones favorables para la existencia de un tipo concreto de

yacimiento de ese u otro elemento. P.e.: mineral de Ag mineral de Au; turmalina casiterita .

Esto puede ser debido a:

- afinidad geoquímica entre ambos elementos

- similares condiciones de formación y estabilidad de minerales, por lo que la presencia de uno de ellos indica unas condiciones físico-químicas concretas en las que el segundo se puede haber

formado también.

- Dominios de minerales secundarios alteraciones de minerales primarios (p.e: carbonatos de Cu en calizas, óxidos de Fe en monteras de hierro, etc.)

Ejemplos de aplicación de guías mineralógicas:

- Empleo de la prospección aluvionar de casiterita (mineral estable+denso+resistente). Se trata una técnica especialmente útil en casos de recubrimiento superficial del terreno y permite

detectar minerales indicadores (guías mineralógicas):

- Turmalina indicador de dominios neumatolíticos

- Piropo (granate de alta presión) posible indicador de presencia de kimberlitas

Zonalidad mineral:

- Zonalidad: cada mineral se deposita en unas zonas determinadas según sus dominios de

estabilidad, respondiendo a las condiciones físico-químicas (solubilidad, pH, Redox, etc.) y otras razones como profundidad, situación, etc. La zonalidad puede ser horizontal y vertical - El cuarzo u otra ganga en una veta constituye una guía de la mena, ya que la ganga generalmente puede



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extenderse más allá de los límites de la mena explotable, en varias direcciones (anillos de distribución mineral)

- La distribución de ciertos minerales en la veta puede formar anillos concéntricos con diferente composición mineral en el plano de la veta. El mineral indicador o guía puede ser el mismo

mineral valioso de la mena, cuando se encuentra en cantidades pequeñas fuera de la masa explotable; o puede ser otro mineral no económico que acompaña a la mena, pero que además tiene una distribución más amplia. P.e.: calcopirita, galena, blenda proximidad de oro.

- La mineralización secundaria oxidada- puede servir de guía a una zona de mena más rica

(zona de enriquecimiento supergénico), que luego pasa a mineralización primaria menos rica.

- Zonalidad modificada por oxidación supergénica:

o Los productos de oxidación de un criadero constituyen guías de amplio uso histórico. Se encuentran con más frecuencia en afloramientos y trabajos a poca profundidad, aunque también se pueden hallar a ciertas profundidades (P.e.: provocados por soluciones descendentes por fracturas a partir de menas oxidadas)

o Una masa de mena oxidada puede ser lo bastante rica para ser explotable en sí misma. En algunos yacimientos sólo se explota la parte oxidada, ya que la oxidación en general ablanda el material y facilita la explotación, el tratamiento metalúrgico o la separación de elementos indeseables para mejorar la ley. También puede ocurrir que la zona oxidada se haya empobrecido y resulte inexplotable. o Elementos accesorios: algunos minerales estables o bien metales residuales, etc. Pueden permanecer en la zona externa oxidada tras haber desaparecido tanto los minerales originales como los metales asociados sirven de guía en cualquier caso Alteración de la roca

- Variaciones mineralógicas secuenciales en los hastiales de una veta mineralizada, que suponen la introducción de ciertos elementos químicos, la sustracción de otros o la reorganización de los minerales preexistentes en un nuevo conjunto de minerales.

- Minerales de alteración hidrotermal (turmalina, biotita, granate, cuarzo, sericita, clorita, caolinita, sulfuros, carbonatos...) El reemplazamiento de minerales de una roca por determinados productos de alteración puede producir una roca alterada características reconocible como guía - Alteraciones del tipo que rodea los criaderos y vetas individuales la roca alterada puede constituir el primer signo de proximidad de la mena. Recíprocamente, la ausencia de alteración fuerte, no es razón suficiente para condenar una veta.

6. Metalotectos Geoquímicos

Los contenidos anómalos de elementos en distintos medios de la corteza terrestre se denominan anomalías geoquímicas y constituyen las guías o metalotectos geoquímicos. Son muy importantes para la prospección de yacimientos, permiten valorar los contenidos en ciertos elementos de distintos tipos de rocas, suelos, vegetales, aguas subterráneas y superficiales, para lo que se hace uso de los resultados de su análisis químico.

Estas anomalías geoquímicas son más frecuentes y fáciles de descubrir que los yacimientos, por lo que constituyen magníficos metalotectos. Son de tanto más interés cuanto mayor es su extensión, lo que facilita el descubrimiento del yacimiento correspondiente.



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Los yacimientos están enriquecidos en elementos que se encuentran también en las diferentes

rocas de la corteza, pero en contenidos medios muy inferiores (la media en la corteza para cada elemento es el clarke; las provincias geoquímicas son áreas donde se tienen valores medios de uno o de varios elementos netamente superiores al clarke.

P.e: en una investigación geoquímica de rocas habrá que analizar muestras de todas sus fases y facies.

Todo cambio de las condiciones geoquímicas del medio puede tener una influencia en la formación y localización de concentraciones minerales (condiciones oxidación-reducción...)

Los trabajos de investigación deberían desembocar en el establecimiento de mapas geoquímicos especiales, que sirven para establecer provincias geoquímicas, que constituyen dominios amplios, a priori más favorables para encontrar yacimientos como anomalías geoquímicas de dimensiones reducidas, pudiendo constituir así una posible envolvente de yacimientos.

Ejemplos:

- Prospección geoquímica de sedimentos aluvionares en una zona de extenso recubrimiento glacial Cu (Canadá)

- Con la ayuda del tratamiento matemático de datos geoquímicos se puede demostrar la existencia de una relación entre la composición química de las rocas encajantes y la de los minerales

- Intrusiones auríferas reducidos contenidos de Zr y Nb

- Rb y Cs atestiguan frecuentemente la presencia de pegmatitas

- As y Hg indican a menudo la presencia de yacimientos auríferos

- Presencia de Sn en la biotita de ciertos granitos granitos estanníferos

- Presencia de Li en el cuarzo de ciertos granitos granitos litíferos

- Elevado contenido en Mo/V/U en rocas sedimentarias yacimientos relacionados con esas rocas

- Mineralización de U en fracturas de esquistos en Mina Fe (Ciudad Rodrigo): Elevado fondo

geoquímico en U de toda la facies de esquisto proceso de secreción lateral. Se trata de un metalotecto geoquímico a escala de yacimiento

7. Metalotectos Geomorfológicos

Son particularmente interesantes en la investigación de yacimientos exógenos, que se han formado generalmente en condiciones continentales, especialmente en la era Terciaria.

Mediante vistas topográficas aéreas (fotografía aérea) se aprecian particularidades del relieve (depresiones, elevaciones, etc.) que pueden servir como guías geomorfológicas o fisiográficas directas (expresión superficial de un yacimiento) o indirectas (accidentes como fallas), en la medida



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en que guardan relación genética con el yacimiento. La fisiografía puede ser condicionante de yacimientos (bauxita...) o estar condicionada por los yacimientos (monteras de Fe...)

Factores condicionantes de la morfología:

*Litología: La diferencia de resistencia a la erosión de las rocas genera formas de relieve positivas

(salientes) y negativas (depresiones, valles). P.e.: yacimiento de placer aurífero en antiguos valles cubiertos de basalto ; una cresta montañosa como un dique o filón.

En muchos casos las formas positivas del relieve se conservan gracias a que las rocas encajantes de una mineralización son más resistentes a la destrucción que las rocas que las rodean. P.e.:

zonas de silicificación y skarn.

Las zonas donde se tienen filones resistentes a la erosión pueden formar un relieve ondulado y dentado.

Pueden aparecer formas negativas del relieve a lo largo de fallas y contactos entre rocas o debido a una demolición de las rocas laterales.

La litología también repercute en la morfología de las redes de drenaje, así como los sistemas de fracturación.

*Climatología: La misma roca sometida a distintos tipos de clima va a presentar una morfología diferente

*Factores epigenéticos: Modificaciones de la roca original. P.e.: alteraciones hidrotermales (silicificación, dolomitización...), tectónica, fracturación, aumento de porosidad, debilitación de la

roca mayor erosión, etc.

Ejemplos:

-placeres: para su investigación de debe determinar zonas de degradación y otras de acumulación.

El estudio del estado actual del relieve no es suficiente, sino que se ha de investigar la historia del desarrollo del relieve y su tendencia. Basándose en el conocimiento actual y la experiencia este tipo de metalotectos debe ayudar a descubrir placeres clásicos en superficie sobre cauces actuales o sobre antiguos lechos fluviales o terrazas, así como otros hundidos y cubiertos de sedimentos, más complicados de descubrir (paleoplaceres).

Zonas glaciares: poseen un conjunto particular de relieve, que suele estar cubierto de sedimentos de arrastre glaciar, dentro de los cuales podemos tener materiales útiles sueltos (arenas, gravas, arcillas, oro, etc.)

- Morrenas acumulaciones glaciares que pueden emplearse como materiales de construcción - Yacimientos de la corteza alterada, ciertos yacimientos de bauxita, etc.



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- Cada zona en la que se manifiesta un proceso de formación de relieve diferente posee sus propios tipos de yacimientos: zonas de actividad de viento, zonas sometidas a procesos karsticos,

etc.

- Las zonas con mayores pendientes favorecen la dispersión mecánica y geoquímica

- Cuencas euxínicas favorables a la formación de sulfuros En la investigación de los yacimientos endógenos, los metalotectos morfológicos también pueden ser útiles, pues a menudo el relieve aparece condicionado por la presencia de diversas formaciones geológicas relacionadas con procesos endógenos de formación de mineralizaciones.

8. Metalotectos Biológicos

Hablamos de metalotectos biológicos cuando se da una relación espacial entre la presencia de seres vivos y un tipo de yacimiento

En ocasiones no existen afloramientos pero ciertos vegetales son específicos de determinado tipo de suelos. P.e: pinos sobre areniscas y cuarcitas; castaños sobre calizas, sobre las que se desarrolla mayor espesor de suelo; ciertas flores se desarrollan sobre suelos con un quimismo determinado (viola calaminaria sobre suelos ricos en Zn) Las aguas superficiales y subterráneas enriquecidas por los productos de erosión y meteorización de las rocas pueden ser absorbidas por las raíces de las plantas y enriquecer finalmente los tejidos vegetales

Ejemplos:

- Tienen importancia en el caso de hidrocarburos fósiles

- Formaciones arrecifales (frecuentemente asociadas a yacimientos estratiformes de Pb-Zn

Geobotánica: Utilización de plantas indicatrices específicas (p.e: Silene cobalticola para el Co; viola calamilaria para el Zn,...) o plantas indicatrices sistemáticas (pueden presentar síntomas particulares enfermedades, malformaciones, etc.- a causa de la presencia de un elemento o a su concentración anormal) para prospección

9. Metalotectos Geofísicos

Ayudan, de forma indirecta, a descubrir yacimientos o estructuras interesantes que cumplan unas determinadas condiciones. Las acumulaciones minerales han de ser susceptibles de ser detectadas por medios físicos, dando lugar a anomalías. Las anomalías geofísicas deben ser objeto de investigación

Ejemplos:

- Magnetitas / magnetismo remanente prospección magnética aeroportada

- Métodos eléctricos para reflejar la existencia de sulfuros

- Métodos radiométricos yacimientos de U

- Métodos gravimétricos minerales metálicos



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- Métodos sísmicos domos salinos, estructuras

Muchas anomalías geofísicas son falsas, es decir, no se deben a la existencia de yacimientos sino a otras causas diversas. Por ello, todas las anomalías de este tipo han de ser sometidas a una interpretación geológica, para su verificación y para determinar correctamente su causa.

LINEAMIENTOS ESTRUCTURALES Lineamiento se dice que es usado para describir características topográficas lineales de una zona regional, que se cree reflejan estructuras de corteza. Las fallas tectonicas preminerales son las vías por las que las fusiones y soluciones magmáticas mineralizadas, procedentes de las partes profundas de la corteza terrestre, penetran en los pisos superiores de esta y se dirigen a las zonas de localización de los yacimientos minerales magmatogenos. Estos últimos, que se extienden en forma de cadenas a lo largo de tales fallas, forman fajas lineales de mineralización, las cuales juegan un papel importante en las regularidades de ubicación espacial de la materia prima mineral endógena. Lineamientos de primer orden Este sistema de lineamientos presenta los rasgos más prominentes en las imágenes satelitales. Presenta longitudes plurikilométricas, controlando el área a manera de franjas o trenes estructurales. Lineamientos de segundo orden Estos rasgos estructurales pertenecen a los lineamientos del tipo transversal del primer orden. Lineamentos de tercer orden Estos sistemas cortan a los dos anteriores. Presentan mayores longitudes que los lineamientos de segundo orden y son de tendencia transcurrente.

BIBLIOGRAFIA, WEBGRAFIA http://www.iuteb.edu.ve/carreras/geominas/contenidos/prosp/p4.html http://servicios.noticiasperu.com/web/prensa/01-11-2008/PdfRecortes/09203400101-11-2008.pdf SMIRNOV, V.I. (1976). "Geology of mineral deposits"



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Indice

DEPOSITOS MINERALES EN AMBIENTES SUBTERRANEOS ........................................................... 1 MINERALOGÍA DE MENAS Y GANGAS............................................................................................................... 1

La herencia................................................................................................................................................. 1 Asociaciones minerales económicas........................................................................................................... 1 Secuencia paragenética.............................................................................................................................. 3

PATRONES DE ZONAMIENTO MINERAL ............................................................................................... 4 1.- Zonamiento mineral .............................................................................................................................. 4 2.- Zonamiento geoquímico ........................................................................................................................ 4 3.- Alteración de la roca caja..................................................................................................................... 4 Factores que controlan a la alteración de las rocas. ................................................................................ 8

MORFOLOGÍA DE DEPÓSITOS MINERALES.......................................................................................... 9 DEPÓSITOS DE MINERALES DISCORDANTES................................................................................... 10

ALABEAMIENTO (COMBAMIENTO) Y DISLOCACIÓN DE LOS DEPÓSITOS MINERALES ...................................... 21 Introducción ............................................................................................................................................. 21 Fallamiento .............................................................................................................................................. 21 Plegamiento.............................................................................................................................................. 22 Metamorfismo........................................................................................................................................... 23 Intrusión post mineral .............................................................................................................................. 24 El aspecto del distrito lo que está detrás.................................................................................................. 24 Efectos recientes y cercanamente recientes.............................................................................................. 24 Bibliografía .............................................................................................................................................. 24

DEPOSITOS MINERALES EN LA ZONA DE INTEMPERISMO ......................................................... 25 METEORIZACION................................................................................................................................... 25 LA METEORIZACIÓN QUÍMICA ........................................................................................................... 25

LA LIXIVIACIÓN Y LOS CAMBIOS MINERALÓGICOS ASOCIADOS. .................................................................... 32 Estabilidad de los minerales primarios. ................................................................................................... 33 Minerales en la zona de oxidación. .......................................................................................................... 35 Profundidad de intemperismo. ................................................................................................................ 35

DEPÓSITOS MINERALES CONCENTRADOS EN LA ZONA DE INTEMPERISMO ........................... 37 INTRODUCCION .................................................................................................................................... 37 DEPOSITOS ASOCIADOS A PROCESOS EXOGENOS ......................................................................... 38 CLASIFICACION DE YACIMIENTOS RESULTANTES DE LOS PROCESOS DE INTEMPERISMO O METEORIZACION................................................................................................................................... 40

EXPRESION GEOMORFOLÓGICA Y COBERTURA CUATERNARIA ................................................ 42 INTRODUCCIÓN .................................................................................................................................... 42 CARTOGRAFIADO GEOMORFOLÓGICO............................................................................................ 42 TOPOGRAFÍA.......................................................................................................................................... 44 COBERTURA POST MINERALIZACIÓN ............................................................................................... 45 BIBLIOGRAFÍA: ...................................................................................................................................... 45

PROCESOS Y PROVINCIAS METALOGENICAS.................................................................................. 47 BASE GEOQUÍMICA........................................................................................................................................ 47

Depósitos tipo Mississippi Valley............................................................................................................. 47 PROCESOS Y PROVINCIAS METALOGENICAS................................................................................... 54

Provincias metalogénicas......................................................................................................................... 54 CONCEPTO DE METALOTECTO .......................................................................................................... 54 METALOTECTOS POSITIVOS Y NEGATIVOS ...................................................................................... 54 SUPERPOSICIÓN DE METALOTECTOS............................................................................................... 55 TIPOS DE METALOTECTOS.................................................................................................................. 56 LINEAMIENTOS ESTRUCTURALES...................................................................................................... 66



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BIBLIOGRAFIA, WEBGRAFIA ............................................................................................................... 66 INDICE ........................................................................................................................................................... 67

Depositos Minerales en Ambientes

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