Yacimientos minerales

Los elementos químicos que componen nuestro planeta están distribuidos de

una forma que a grandes rasgos es muy regular, ya que depende de dos

grandes factores:

Su abundancia en cada una de las capas que componen el planeta,

La naturaleza y composición de las rocas presentes en cada sector

concreto que analicemos.

Sobre la base de los datos conocidos sobre la naturaleza y composición

geoquímica, mineralógica y petrológica de las diferentes capas en que está

dividido nuestro planeta, la composición es simple y homogénea en la zona

más profunda (núcleo), e intermedia en el manto, mientras que la capa más

superficial (la corteza) presenta una composición más compleja y heterogénea.

Esto último se debe a su vez a dos factores:

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. Es en la corteza donde,

además, encontraremos las rocas sedimentarias y metamórficas.

Los procesos que llevan a la diferenciación de un magma, o a la formación de

una roca sedimentaria o metamórfica implican en ocasiones transformaciones

profundas químico-mineralógicas. Es durante el curso de esos procesos que

algunos elementos o minerales pueden concentrarse selectivamente, muy por

encima de sus valores "normales" para un tipo determinado de roca, dando

origen concentraciones "anómalas" que de aquí en adelante denominaremos

"yacimientos minerales".

El carácter "anómalo" de estas concentraciones hace que los yacimientos

constituyan singularidades en la corteza terrestre.

Para que un elemento sea explotable en un yacimiento mineral, su

concentración debe ser muy superior a su concentración media (clark) en la

corteza terrestre.

El otro factor importante a considerar es el económico: esas concentraciones

podrán ser o no de interés económico, lo que delimita el concepto de

Yacimiento explotable o no explotable, en función de factores muy variados,

entre los que a primera vista destacan algunos como el valor económico del

mineral o minerales extraídos, su concentración o ley, el volumen de las

reservas, la mayor o menos proximidad de puntos de consumo, la evolución

previsible del mercado, etc., factores algunos fácilmente identificables, mientras

que otros son casi imposibles de conocer de antemano.

El término de yacimiento mineral se he venido utilizando tradicionalmente para

referirnos únicamente a los yacimientos de minerales metálicos, que se

emplean para obtener una mena, de la que se extrae un metal. Es el caso, por

ejemplo, del cinabrio, que se explota para la extracción del mercurio. No

obstante, el auge de las explotaciones de minerales y rocas industriales, y la

similitud de los procesos que dan origen a los yacimientos metálicos y de rocas

y minerales industriales hacen que esta precisión no tenga ya sentido. De esta

forma, en este temario se va a abordar de forma integral el estudio de ambos. 

 

Origen de los Yacimientos Minerales

El origen de los yacimientos minerales puede ser tan variado como lo son los

procesos geológicos, y prácticamente cualquier proceso geológico puede dar

origen a yacimientos minerales.

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

yacimientos:

1. Los de minerales, ya sean metálicos o industriales, que suelen tener su

origen en fenómenos locales que afectan a una roca o conjunto de

éstas,

2. Los de rocas industriales, que corresponden a áreas concretas de esa

roca que presentan características locales que favorecen su explotación

minera.

A grandes rasgos, los procesos geológicos que dan origen a yacimientos

minerales serían los siguientes:

Procesos ígneos:

Plutonismo: produce rocas industriales (los granitos en sentido amplio),

y minerales metálicos e industriales (los denominado yacimientos

ortomagmáticos, producto de la acumulación de minerales en cámaras

magmáticas).

Volcanismo: produce rocas industriales (algunas variedades

"graníticas", áridos, puzolanas), y minerales metálicos (a menudo, en

conjunción con procesos sedimentarios: yacimientos de tipo "sedex" o

volcano-sedimentarios).

Procesos pegmatíticos: pueden producir yacimientos de minerales

metálicos (p.e., casiterita) e industriales: micas, cuarzo.

Procesos neumatolíticos e hidrotermales: suelen dar origen a

yacimientos de minerales metálicos muy variados, y de algunos

minerales de interés industrial. 

Procesos exógenos o superficiales:

La erosión es el proceso por el cual las rocas de la superficie de la

Tierra, en contacto con la atmósfera y la hidrosfera, se rompen en

fragmentos y sufren transformaciones físicas y químicas, que dan origen

a fragmentos o clastos, y a sales, fundamentalmente. Las

trasformaciones que implica la erosión pueden dar lugar a yacimientos,

que reciben el nombre de yacimientos residuales.

 

El transporte de los clastos por las aguas y el viento, y de las sales por

el agua, modifica la composición química tanto del área que sufre la

erosión como del área a la que van a parar estos productos. Además,

durante el propio transporte se producen procesos de cambio físicos y

químicos, nuevas erosiones, depósito de parte de la carga transportada,

etc.

La sedimentación detrítica da origen a rocas como las areniscas, y a

minerales que podemos encontrar concentrados en éstas, en los

yacimientos denominados de tipo placer: oro, casiterita, gemas...

La sedimentación química da origen a rocas de interés industrial, como

las calizas, y a minerales industriales, como el yeso o las sales,

fundamentalmente.

La sedimentación orgánica origina las rocas y minerales energéticos:

carbón e hidrocarburos sólidos (bitúmenes, asfaltos), líquidos (petróleo)

y gaseosos (gas natural). También origina otras rocas y minerales de

interés industrial, como las fosforitas, o las diatomitas, entre otras.

Como ya se ha mencionado, la sedimentación asociada a los fenómenos

volcánicos produce yacimientos de minerales metálicos de gran

importancia. 

Procesos metamórficos:

El metamorfismo da origen a rocas industriales importantes, como los

mármoles, o las serpentinitas, así como a minerales con aplicación

industrial, como el granate. No suele dar origen a yacimientos metálicos,

aunque en algunos casos produce en éstos transformaciones muy

importantes.

 

 

Así pues, y a modo de conclusión, en cada caso han de darse unas

determinadas condiciones que permitan que se origine el yacimiento, como

algo diferenciado del conjunto rocoso, en el que uno o varios procesos

geológicos han actuado de forma diferencial con respecto al resto del área, lo

que ha permitido que se produzcan esas condiciones especiales que suponen

la génesis del yacimiento.

Rocas y yacimientos sedimentarios detríticos

La sedimentación detrítica tiene lugar, como ya hemos indicado, como

consecuencia de la pérdida de energía del medio de transporte, que hace que

este se interrumpa, con lo que las partículas físicas que son arrastradas

tienden a depositarse por decantación. Se originan así los sedimentos, y a

partir de éstos, y mediante el proceso de diagénesis, las rocas sedimentarias

detríticas. Entre ambas, rocas y sedimentos, las más comunes son las arenas y

areniscas y las rocas arcillosas (lutitas). Además, a menudo estos materiales

contienen minerales de interés minero, que se depositan conjuntamente con el

resto de la roca (caso de los yacimientos de tipo placer), o se introducen en la

misma aprovechando su alta porosidad y permeabilidad (caso del agua, del

petróleo, del gas natural).

Sedimentos y rocas sedimentarias detríticas

Son la consecuencia directa de la sedimentación de las partículas físicas

arrastradas por las aguas, el viento o el hielo. A su vez, es posible diferenciar

dos formas de depósito, en función del tamaño y naturaleza de las partículas:

Las de tamaño superior a 4 micras suelen ser granos minerales, entre

los cuales los más comunes son los de cuarzo, seguidos de los de

feldespatos, así como fragmentos líticos. En el detalle, en lo que se

refiere a la naturaleza de los granos minerales, las posibilidades son

prácticamente ilimitadas: granos de otros silicatos (micas, piroxeno,

anfíbol), de óxidos (magnetita, ilmenita, cromita...), incluso de metales

nativos, como el oro; estos granos viajan arrastrados por el agua o

viento, en suspensión o como carga en fondo, y al disminuir la energía

del medio de transporte se depositan casi de inmediato (proceso

físico: decantación). A estas partículas las llamamos clastos.

Las de tamaño inferior a 4 micras suelen corresponder a minerales de la

arcilla, y en este caso el transporte se produce en suspensión coloidal, lo

que hace que puedan seguir siendo transportados incluso mediante

aguas no agitadas. El depósito en este caso se produce por el proceso

físico-químico de floculación, que puede tener lugar de forma conjunta y

simultánea al depósito físico de las partículas, o con posterioridad, en

zonas tranquilas. En el primer caso se origina la matriz de las rocas

detríticas, es decir, la componente intergranular fina, arcillosa, de los

conglomerados y arenas o areniscas, mientras que en el segundo se da

origen a las rocas arcillosas (lutitas).

El principal carácter diferenciador de los sedimentos y rocas sedimentarias es

su tamaño de grano. En concreto, la escala más utilizada es la de Wenworth,

que diferencia entre las variedades gruesas, de diámetro superior a 2 mm

(gravas, conglomerados, pudingas, brechas), las de grano intermedio (arenas y

areniscas), de diámetro comprendido entre 2 mm y 64 mm, y las de grano fino,

entre 64 y 4 mm, y que corresponden a los limos y limolitas (ver figura 1)

Figura 1: escala de Wenworth

Otro carácter importante es la naturaleza de los clastos, sobre todo en las de

mayor tamaño: cuando es variado hablamos de rocas polimícticas, mientras

que si corresponden mayoritariamente a un tipo litológico hablamos de

roca oligomíctica. Como componentes mayoritarios, en los conglomerados

podemos tener fragmentos de rocas, en general cuarcíticos o carbonatados,

aunque pueden estar formados por rocas de naturaleza mucho más variada; en

las arenas o areniscas el componente más común es el cuarzo, en general

acompañado de feldespatos. Son también relativamente frecuentes las

denominadas arenas o areniscas calcáreas bioclásticas, formadas por la

acumulación de fragmentos de conchas de lamelibranquios, gasterópodos, etc.,

en medios costeros (playas).

También suele ser objeto de interés el grado de evolución de los clastos, que

se traduce en su forma: los más inmaduros suelen ser angulosos y de

baja esfericidad, mientras que los más evolucionados, los que encontramos

más lejanos al área fuente, suelen ser mucho más redondeados y de mayor

esfericidad, debido al efecto abrasivo del transporte.

Figura 2: Grados de redondeamiento para granos de alta y baja esfericidad

El hecho de que se trate de sedimentos sueltos o de rocas ya

consolidadas marca también una diferencia considerable: las gravas y arenas

son los materiales sueltos, mientras que los conglomerados (o brechas) y

areniscas son rocas compactas, en las que los granos o clastos están más o

menos sólidamente cementados. En las variedades más finas, los sedimentos

no consolidados reciben el nombre de limos, arcillas o lutitas, mientras que las

rocas se denominan limolitas o arcillitas, o, cuando desarrollan una cierta

esquistosidad, por aplastamiento, pizarras.

Todas estas diferencias nos llevan a establecer las posibles aplicaciones de

cada uno de estos tipos litológicos:

Las gravas sueltas, sobre todo las de las riveras de ríos, o de canchales

de laderas, se utilizan como áridos de construcción, ya sean

edificaciones u obras públicas, en hormigones, morteros, o con

aglomerantes asfálticos, etc.

El mismo uso reciben algunas arenas sueltas, fundamentalmente en

morteros con cemento o cal.

En cuanto a las rocas ya consolidadas, las areniscas bien cementadas

se han utilizado también en construcción, como "piedra de corte", debido

a su fácil labra. No obstante, es una roca a menudo muy problemática

por su alterabilidad.

Otros usos de las arenas y areniscas más puras (arenas silíceas) están

en las industrias del vidrio y del silicio.

Por su parte, las variedades arcillosas se emplean fundamentalmente

como materia prima en la industria cerámica. En este caso, la naturaleza

de los minerales que componen estas rocas y sus caracteres texturales

y estructurales permiten definir su mejor uso dentro de una amplia gama:

ladrillería, cerámica estructural, gres, etc.

Las pizarras, por su parte, como rocas intermedias entre sedimentarias y

metamórficas procedentes de la consolidación de lutitas, se emplean

para cubiertas (las de mayor calidad) y para solados y zócalos rústicos

(las de menor calidad).

Yacimientos de tipo placer

Determinados minerales de interés económico que componen las rocas son

muy resistentes a la meteorización física y química, pero a menudo en estas

rocas no resulta rentable su explotación minera. Esto es debido a dos factores:

su baja ley en la misma, y la necesidad de realizar una explotación completa de

la roca, incluyendo además un proceso de concentración a menudo

problemático. En los yacimientos de tipo placer se produce de forma natural la

separación y concentración de estos minerales en sedimentos no consolidados,

lo que abarata muy considerablemente su aprovechamiento minero.

Por otra parte, como en el caso anterior tenemos por un lado los placeres en

sedimentos recientes, de sistemas fluviales o de playas, y por otro, los

llamados paleoplaceres, rocas sedimentarias de origen fluvial o costero que

pueden contener concentraciones detríticas del mineral o minerales de interés

minero. Los primeros se explotarán en superficie, mediante arranque y carga

directos, mientras que los segundos necesitarán una minería de mayor coste,

ya sea a cielo abierto o subterránea.

La separación de la fase mineral de interés económico tiene lugar como

consecuencia de la meteorización diferencial de los minerales que forman la

roca. Como ya sabemos, y en función de factores climáticos y meteorológicos,

este proceso hace que la roca se desgrane, por la destrucción de algunos de

sus componentes minerales. Los que no se destruyen, por ser resistentes a la

meteorización existente en esa área y momento geológico, son arrastrados por

el agua o el viento, es decir, se movilizan, pasan a sufrir el proceso de

transporte. Es importante resaltar el hecho de que el hecho de que un

determinado mineral se meteorice o no depende de las condiciones externas

imperantes en cuanto al clima o la composición de la atmósfera. Hasta fechas

recientes ha sido objeto de controversia el determinar si la uraninita presente

en los yacimientos de tipo placer de la cuenca de Witwatersrand (RSA) tenía

origen detrítico o no; en la atmósfera actual eso es impensable, la uraninita en

condiciones oxidantes se meteoriza con gran facilidad, liberando U6+. Sin

embargo, en la atmósfera del Precámbrico, cuando estos yacimientos se

formaron, no había apenas oxígeno, era una atmósfera reductora, en la que la

uraninita pudo actuar como mineral detrítico, al no sufrir meteorización.

La concentración de los minerales tiene lugar como consecuencia de su

diferencia de densidad respecto al resto de minerales arrastrados por el medio

de transporte: estos minerales suelen ser metálicos, con lo que su densidad es

muy superior a la del resto. Ello condiciona que se concentren en puntos

concretos del curso fluvial o que el viento deje de arrastrarlos antes que al

resto, o que se concentren preferencialmente en determinados puntos de una

playa.

Figura 3: placeres fluviales

En cuanto a los minerales que solemos encontrar formando este tipo de

yacimientos, tenemos que mencionar en primer lugar a los metales nobles

nativos: oro, plata y platino son, sin duda, los más conocidos. En este caso,

además, el oro en particular se acreciona para dar origen a las pepitas,

aumentando su tamaño con el grado de evolución a lo largo del transporte.

Otros minerales comunes en estos yacimientos

son: casiterita, ilmenita, rutilo, monacita, granate, entre otros. También algunas

gemas, como el diamante, el rubí o el zafiro, pueden aparecer en este tipo de

yacimientos.

Otros yacimientos en rocas detríticas

Las rocas detríticas, y en particular las areniscas, a menudo contienen

concentraciones de minerales de interés minero que no se han depositado

conjuntamente con la roca, sino que se han introducido con posterioridad en la

misma, aprovechando sus características de alta porosidad y permeabilidad. El

origen concreto de estas concentraciones puede ser muy variado: desde la

posibilidad de que se trate de fluidos mineralizados relacionados con procesos

volcánicos que se infiltran en la porosidad de la roca, en la que se produce el

depósito de los minerales, hasta casos en los que determinados puntos de la

formación arenosa actúan como trampa para iones metálicos. Estos se

depositarían preferencialmente en esos puntos al ser arrastrados en disolución

por las aguas que circulan por esa formación: caso de los yacimientos de

uranio de tipo "roll-front", en los que las trampas corresponden a áreas locales

con condiciones reductoras, relacionadas con la concentración de materia

orgánica (restos vegetales, fundamentalmente), que favorecen la reducción del

ión U6+, muy móvil en condiciones atmosféricas, a U4+, mucho menos móvil.

Figura 3: esquema de yacimiento de Uranio.

En cualquier caso, los más conocidos e importantes son las denominadas

"formaciones de cobre en capas rojas", entre las que destacan, por su

importancia económica, las de los distritos de Kupferschiefer (Polonia), White

Pine en Michigan (EEUU) y el cinturón cuprífero africano (Zambia-Zaire).

Las rocas detríticas como almacén de fluidos

Las rocas detríticas gruesas (arenas/areniscas, gravas/conglomerados) están

formadas, como sabemos, por granos, de formas más o menos regulares, lo

que hace que entre estos granos exista una alta porosidad, en la que a menudo

podemos encontrar fluidos, sobre todo agua, pero además otros,

como petróleo o gas natural.

La presencia de los correspondientes fluidos en la roca obedece a distintos

procesos: el agua puede ser de infiltración de agua de lluvia, o transportada por

un río bajo su cauce visible, o almacenada durante el depósito de la roca en

forma de fase intergranular. Los hidrocarburos naturales, por su parte,

proceden de la liberación de la roca madre en la que se forman, y consecuente

migración, hasta acumularse en estas rocas (rocas almacén).

Los parámetros litológicos que definen la posibilidad de aprovechar el fluido

son dos: la porosidad y la permeabilidad.

La porosidad es el volumen de huecos de la roca, y define la posibilidad de

ésta de almacenar más o menos cantidad de fluido. Se expresa por el

porcentaje de volumen de poros respecto al volumen total de la roca (porosidad

total o bruta).

Además de esta porosidad total, se define como porosidad útil la

correspondiente a huecos interconectados, es decir, el volumen de huecos

susceptibles de ser ocupados por fluidos. Este concepto de porosidad útil está

directamente relacionado con el de permeabilidad. La diferencia entre

porosidad total y porosidad útil expresa el agua (o fluido en general)

inmovilizado dentro de la roca, y recibe la denominación de "agua irreductible"

de la roca.

Rocas y yacimientos sedimentarios carbonatados

Las rocas carbonatadas son rocas formadas mayoritariamente por carbonatos,

cálcico (calcita en las calizas) o cálcico-magnésico (dolomita en las dolomías).

De ellas, solo las calizas tienen un auténtico origen sedimentario, pues las

dolomías se forman por procesos posteriores al depósito. Las rocas

carbonatadas tienen un interés minero, que se sustenta en sus aplicaciones

directas (por ejemplo, en la fabricación de cemento). También son interesantes

desde el punto de vista geológico-minero por poder albergar concentraciones

de minerales metálicos, e incluso agua y otros fluidos (petróleo y gas).

Rocas carbonatadas

Calizas

Las calizas son rocas originadas por un proceso de sedimentación directa. Esta

sedimentación puede tener diversos orígenes, si bien la más común es la

denominada precipitación bioquímica: el carbonato cálcico se fija (en general,

en forma de aragonito) en las conchas o esqueletos de determinados

organismos, ya sean macroscópicos (lamelibranquios, braquiópodos,

gasterópodos) microscópicos (foraminíferos), o nanoscópicos (cocolitos) y a su

muerte, estas conchas o esqueletos se acumulan, originando un sedimento

carbonatado. El aragonito, inestable en condiciones atmosféricas, se va

transformando en calcita, y la disolución parcial y reprecipitación del carbonato

cementa la roca, dando origen a las calizas. Otra forma de depósito es la

fijación del carbonato sobre elementos extraños, como granos de cuarzo, o

pequeños fragmentos de fósiles, dando origen a los oolitos (calizas oolíticas).

También las algas fijan este compuesto, dando origen a mallas de algas o

estromatolitos, que si se fragmentan y ruedan originan los pisolitos (calizas

pisolíticas). Todas estas posibilidades dan origen a los diversos tipos de

calizas.

Junto con el carbonato cálcico se suele producir el depósito de otros

componentes, ya sean detríticos medio-finos (arena-limo), o finos (arcillas); el

primer caso es propio de medio energéticos, caracterizados por la

sedimentación de fragmentos de fósiles, o resedimentación de fragmentos de

calizas ya más o menos consolidadas. Así se originan las denominadas calizas

bioclásticas, o de intraclastos, respectivamente. En el segundo caso, se

produce la floculación de las arcillas conjuntamente con el depósito de los

carbonatos, ya que ambos son propios del depósito en aguas tranquilas, y se

originan las denominadas margas, margocalizas, y calizas margosas, formadas

por proporciones variables de caliza y arcilla.

Dolomías

Las dolomías se originan como consecuencia de procesos postsedimentarios:

las calizas, formadas por los procesos antes descritos, pueden ponerse en

contacto con aguas enriquecidas en magnesio, lo que da origen al proceso

llamado de dolomitización:

2 CaCO3 + Mg2+ → CaMg(CO3)2 + Ca2+

Al ser la dolomita más densa y de estructura cristalina más compacta que la

calcita, este proceso implica un aumento del volumen de huecos de la roca, es

decir, de su porosidad.

Texturalmente las dolomías no presentan apenas variabilidad, al tratarse de

rocas recristalizadas. Todo lo más, pueden preservar relictos texturales de la

caliza original.

En cuanto a sus aplicaciones, las dolomías se utilizan como piedra de

construcción y ornamentación, y también en la fabricación de ciertos cementos.

En la industria química, en la obtención de magnesia [(OH)2Mg], que se emplea

en la preparación de revestimientos refractarios siderúrgicos. También tiene

aplicación como mena del magnesio metálico.

Las dolomías, a diferencia de las calizas, no son solubles en agua, lo que

impide el desarrollo de los procesos kársticos sobre ellas. Si tienen una cierta

capacidad de almacenamiento de fluidos, relacionada con la porosidad

secundaria que desarrollan durante el proceso de dolomitización.

Yacimientos de minerales metálicos en rocas carbonatadas

Las rocas carbonatadas con cierta frecuencia contienen mineralizaciones

metálicas, sobre cuyo origen ha habido una larga y aún inconclusa polémica:

se han defendido desde un origen estrictamente sedimentario para los mismos,

hasta un origen claramente postdeposicional, pasando por la posibilidad de que

tengan origen diagenético.

Los más frecuentes corresponden a yacimientos de sulfuros de Pb-Zn-Cu, a

menudo acompañados de fluorita y barita, que también pueden llegar a ser

mayoritarios: se conocen también con el nombre de "yacimientos de

tipo Mississippi Valley", ya que son muy abundantes en esta región del centro

de los Estados Unidos. Son también abundantes en las formaciones

carbonatadas de las cordilleras alpinas europeas (Alpes, Béticas), por lo que

también reciben el nombre de yacimientos de tipo Alpino.

Suelen aparecer encajados en formaciones carbonatadas, en forma de masas

más o menos continuas lateralmente y de potencia muy variable en el detalle, y

la mineralización suele ir asociada a encajante dolomítico. Este hecho sugiere

que su origen sea posterior al proceso de dolomitización, y posiblemente esté

condicionado por el aumento de porosidad de estas rocas, que favorece la

entrada de fluidos en la misma. En cualquier caso, lo que a menudo resulta

evidente es que son el resultado de la interacción entre fluidos mineralizados y

la roca carbonatada; al tratarse de fluidos por lo general ácidos, su introducción

en la roca se ve favorecida por la reactividad de sus componentes (calcita y/o

dolomita) frente a la acción de estos fluidos.

Figura 4 : Esquema de los yacimientos de Silvermines-Ballynoe (Irlanda),

pertenecientes al tipo Mississippi Valley

Otras rocas y yacimientos de origen bioquímico

Además de las calizas, hay otra serie de rocas que son producto de la

acumulación de minerales que los organismos incorporan a sus conchas o

piezas esqueletales. Entre ellos tenemos las diatomitas y las fosforitas.

Diatomitas

Las diatomitas son rocas silíceas, formadas como consecuencia de la

acumulación de caparazones de diatomeas, que son algas microscópicas,

propias de aguas tanto marinas como dulces, cuyo caparazón (ofrústula) está

constituido por sílice amorfa. Esta acumulación se produce en medio

sedimentarios extensos y poco profundos, en los que el agua contenga

abundantes nutrientes y sílice. Además, debe tratarse de medios protegidos de

los aportes terrígenos, para que la acumulación sea suficientemente rica en los

restos silíceos.

Figura 5: Frústulas de diatomeas

La mayor o menor pureza de la diatomita condiciona sus aplicaciones. Las de

mayor calidad son las más ricas en sílice (95% SiO2), mientras que las

impurezas, normalmente de carbonatos, minerales de la arcilla, óxidos de

hierro, materia orgánica, disminuyen su aplicabilidad.

Sus aplicaciones están relacionadas con sus propiedades físicas: baja

densidad, alta porosidad, alta capacidad absorbente (que aumenta al calcinar

la roca), baja conductividad térmica, alto punto de fusión (entre 1.400 y

1.700ªC), y moderado poder abrasivo. Así, sus aplicaciones concretas son las

siguientes: Como filtros y clarificadores de grandes volúmenes de líquidos; en

procesos químicos y metalúrgicos; en la producción de alimentos, productos

farmacéuticos, etc.; como carga, aislante, absorbente, aditivo en cementos,

fuente de sílice reactiva, entre otras.

Fosforitas

Las fosforitas son rocas que contienen al menos un 20% de P2O5, en forma de

flourapatito criptocristalino ("colofana"), que suelen aparecer como capas de

espesor variable, de aspecto semejante al de muchas capas de calizas

fosilíferas o pisolíticas, aunque con colores más oscuros.

Figura 6: Yacimiento de fosforitas

Su origen es aún objeto de debate, pero parece evidente que se forman bajo

las siguientes condiciones: 1) presencia de surgencias de aguas frías ricas en

fósforo inorgánico disuelto; y 2) presencia de una plataforma marina, somera y

con aguas cálidas, en la que se produce la acumulación del fosfato orgánico. El

fósforo, un nutriente esencial, dispara la formación del fitoplancton, el cual a su

vez, al ser la base de la cadena trófica marina, multiplica la vida de organismos

superiores. Tanto el fitoplancton como los peces al morir van a parar al fondo

de la plataforma, sufriendo sus partes orgánicas una degradación que supone

la acumulación de sus esqueletos. El continuo reflujo de fósforo por las

surgencias produce una continua transformación de estos esqueletos en

hidroxi- y flúor-apatito. También pueden formarse como consecuencia de

procesos diagenéticos de reemplazamiento de calizas por el apatito, por

sustitución del anión carbonato por el fosfato.

Se explotan para su tratamiento con ácido sulfúrico para la obtención de

fertilizantes (superfosfatos). Las principales áreas productoras, en el Sahara

ex-español (Fos-Bucraa) y en Estados Unidos (Florida y Wyoming-Idaho). En

España, fosforitas atípicas, de origen turbidítico.

ROCAS Y YACIMIENTOS DE PRECIPITACION QUIMICA

La precipitación química directa de los iones contenidos en las aguas que

rellenan las cuencas sedimentarias da origen a diversos tipos de yacimientos,

entre los cuales los más característicos son los de evaporitas. En el resto de

los casos, y en especial en el caso de yacimientos metálicos, la presencia de

estos iones en el agua de la cuenca correspondiente a menudo está

relacionada con actividad volcánica, lo que hace que este tipo de yacimientos

se agrupen como volcano-sedimentarios, o exhalativo-sedimentarios. No

obstante, algunos de ellos sí se describen como relacionados con procesos

sedimentarios sin participación volcánica, como es el caso de los nódulos de

manganeso de los fondos abisales.

Las rocas evaporíticas son las principales rocas químicas, es decir, formadas

por precipitación química directa de los componentes minerales. Suelen

formarse a partir del agua de mar, si bien también existen evaporitas

continentales, formadas en lagos salados, o en regiones desérticas que se

inundan esporádicamente.

Se originan, por tanto, como consecuencia de la evaporación de aguas

conteniendo abundantes sales en disolución. Al alcanzarse, por evaporación, el

nivel de saturación en las sales correspondientes, se produce la precipitación

del mineral que forma ese compuesto. A menudo se producen precipitaciones

sucesivas: en un primer momento precipitan las sales menos solubles, y

cuando aumenta la evaporación van precipitando las más solubles.

Evaporitas marinas

Los mares contienen la mayor proporción de sales. En concreto, el contenido

medio en sales de los mares es del siguiente orden:

Ión Concentración (ppm)

Cl- 19.010 

(SO4)2- 2.717 

(HCO3)- 137 

Na+ 10.800 

Mg2+ 1.296 

Ca2+ 413 

K+  407 

La salinidad media del agua del mar es del orden de 3.5%, valor que es

relativamente homogéneo en términos de grandes océanos. Este valor se hace

mayor es determinados casos, alcanzando valores de incluso el 30%.

Para que se pueda producir la concentración de las sales que lleve a la

saturación, debe darse un mecanismo que favorezca la evaporación del agua

en volúmenes reducidos, y sin comunicación con el mar que renueve el agua

de concentración normal. Esto se produce en un tipo determinado de medios

sedimentarios: las albuferas, en las que existe un brazo de mar individualizado

del mismo por una barra de arena, que permite ocasionalmente el paso del

agua, pero la aísla durante largos periodos de tiempo. En estas condiciones, y

bajo una fuerte insolación, el agua se evapora, aumentando progresivamente la

concentración en sales, hasta que durante una tormenta o una pleamar

especialmente intensa vuelve a introducir agua de mar en la cuenca,

reiniciando el proceso. 

Figura 7: Fases de evaporitas marinas

En cualquier caso, el contenido medio en sales de los mares y océanos permite

establecer la naturaleza de las sales que precipitan a partir del agua de mar: en

primer lugar se alcanza la saturación en sulfato cálcico, que es el menos

soluble, así que serán yeso o anhidrita los primeros minerales que precipiten. A

continuación se produce la saturación en cloruro sódico, produciéndose la

precipitación de halita. Por último precipitan los cloruros de potasio y magnesio

(silvina, carnalita...), que son los más solubles. A menudo estos minerales

aparecen constituyendo capas dentro de las formaciones evaporíticas, con

yeso en las capas basales, halita en las intermedias, y sales potásicas y

magnésicas en las más altas.

Este último tipo constituye los yacimientos de este grupo de mayor valor

económico, los denominados yacimientos potásicos, de los que se extraen las

sales potásicas o "potasas", para su uso como fertilizante. Para que se formen

este tipo de yacimientos, se requieren condiciones geológicas y climáticas muy

extremas: cuencas relativamente profundas, de ambiente marino confinado, y

sometidas a condiciones climáticas de gran aridez.

En cuanto a las aplicaciones de este tipo de rocas, son tan variadas como su

propia naturaleza: las ricas en yeso se explotan para obtener material de

construcción (la escayola, obtenida por calcinación del yeso), las ricas en

halita, para obtener cloruro sódico, para su empleo industrial en la obtención de

cloro y sus derivados, y sosa y sus derivados, así como para la industria

alimentaria, mientras que las sales potásicas se explotan para obtener

fertilizantes, como ya se ha expresado, y para fabricación de jabones, vidrios

especiales, cerámicas.

Evaporitas lacustres

Los lagos contienen por lo general aguas dulces, pero en ocasiones pueden

llegar a contener aguas ricas en sales, que pueden ser distintas a las que

encontramos en el mar, al menos cuantitativamente. En concreto, tres son los

tipos de yacimientos minerales que pueden formarse a partir de las aguas de

lagos salinos intracontinentales: depósitos de sales sulfatadas sódicas

(thenardita, glauberita) o magnésicas (epsomita), depósitos de carbonatos

alcalinos (trona, natron), y depósitos de arcillas especiales (sepiolita,

palygorskita). De ellos tienen importancia sobre todo los de sulfato sódico y

arcillas especiales.

Los de sulfato sódico constituyen acumulaciones estratificadas de estos

minerales (thenardita y glauberita mayoritarios, a menudo acompañados de

otras sales, como halita, yeso, polihalita, y otros sulfatos más o menos

complejos e hidratados de Na, Ca y Mg, fundamentalmente, a menudos

interestratificados también con niveles arcillosos.

Se explotan para la extracción del sulfato sódico puro, que se emplea sobre

todo en la fabricación de detergente sólido, en sustitución de los fosfatos, que

producen efectos medioambientales indeseados (eutrofización). También, en la

fabricación del papel kraft, y de vidrios especiales.

Evaporitas de medios desérticos

En los grandes desiertos la meteorización química actúa generando sales

solubles que quedan durante largos periodos de tiempo sobre las rocas a partir

de las cuales se forman. Pero cuando se producen lluvias torrenciales, escasas

pero no excesivamente infrecuentes en estos climas, se produce el lavado de

estas sales, que forman grandes charcas, que al cesar las lluvias se evaporan

rápidamente y producen la concentración de las sales arrastradas.

En estas condiciones se forman concentraciones salinas de composición muy

variable, en función de la naturaleza de las rocas existentes en la zona.

Yacimientos de azufre

El azufre nativo a menudo se encuentra asociado a los yacimientos de yeso

evaporítico, como consecuencia de la acción de bacterias sulfo-reductoras, que

transforman el sulfato en sulfuro, que se reduce a su vez para dar azufre

nativo. Se forman así concentraciones masivas de azufre sedimentario, que

junto con las de origen volcánico constituyen los principales tipos de

yacimientos de este elemento. No se pueden considerar, por tanto, yacimientos

químicos en sentido estricto, sino bioquímico, aunque aparecen asociados a los

yacimientos químicos de evaporitas.

Es interesante describir brevemente el método de explotación utilizado para

este elemento: el denominado "método Frasch", consistente en la inyección de

agua sobrecalentada o de vapor de agua en las formaciones que contienen

este elemento, debido a que éste funde a 112ºC, y a 160ºC constituye un

líquido de viscosidad muy baja, que fluye con gran facilidad y puede ser

bombeado hasta superficie.

Evaporitas y halocinesis o diapirismo

Un carácter común en los yacimientos de evaporitas, que afecta a su

morfología respecto a las series sedimentarias que los albergan, es que

pueden haber sufrido los efectos del proceso denominado diapirismo o

halocinesis, es decir, el movimiento de las masas salinas a lo largo de series

sedimentarias para dar origen a los denominados diapiros.

Este fenómeno está relacionado con dos características típicas de estos

materiales: su baja densidad y su comportamiento mecánico, de carácter

viscoso. De esta forma, cuando una capa potente, o toda una formación de

estos materiales intercalados entre otros más densos sufre una incipiente

deformación tectónica que implica la formación de un bucle, se produce una

cierta migración de material hacia la zona del bucle que incrementa localmente

el espesor de la capa o formación en ese punto. Este aumento de potencia

implica también un aumento de volumen, y a su vez, un aumento del empuje de

Arquímedes producido por la diferencia de densidad entre estas rocas y las

situadas por encima y debajo, que se traduce en el desencadenamiento de un

proceso de ascenso de los materiales, formado el diapiro propiamente dicho.

La morfología final de estos diapiros puede ser muy variada, en función de

distintos factores, entre los que destacan la potencia original de la capa o

formación salina, y la naturaleza y comportamiento mecánico de las rocas

suprayacentes, afectadas por el proceso de halocinesis.

Este proceso es, por tanto, el responsable de que las evaporitas, a pesar de

tratarse de rocas sedimentarias, a menudo formando parte de series

sedimentarias de regiones muy poco afectadas por deformación tectónica, no

se encuentren constituyendo capas horizontales, perfectamente

interestratificadas en las series originales, sino formando estas estructuras, de

morfologías más o menos complejas, y que incluso pueden mostrar actividad a

escala de observación directa, como es el caso, por ejemplo, del diapiro de

Cardona (Barcelona), en el que se registran ascensos anuales de 5 a 10 mm.

Yacimientos de hierro

El hierro, en forma de óxidos e hidróxidos, constituye un metal que se acumula

en determinados medios sedimentarios, dando origen a yacimientos que llegan

a ser de enormes dimensiones. En el detalle, existe una gran variedad de tipos

de concentraciones de óxidos/hidróxidos de hierro de origen sedimentario, que

van desde las grandes acumulaciones de tipo BIF, hasta las pequeñas costras

ferruginosas que se forman en algunas fuentes, o los nódulos de goethita que

se forman en medios pantanosos ("hierros de los pantanos"). De entre todas

estas variedades, las de mayor interés minero son dos: las de tipo BIF, y los

denominados "ironstones".

Los BIF (Banded Iron Formations) o Formaciones de hierro bandeadas,

corresponden a alternancias milimétricas a centimétricas de óxidos de hierro

con jaspes. Llegan a tener decenas de metros de espesor y contienen óxidos e

hidróxidos de hierro: hematites en los que no han sido afectados por

metamorfismo regional, y magnetita en los que sí han sufrido este proceso (la

mayor parte).

Figura 8: Formaciones de Hierro bandeadas

El origen de estos yacimientos tipo BIF ha sido objeto de debate hasta fecha

reciente, en que se ha establecido su origen como probablemente relacionado

con el cambio en el quimismo de la atmósfera terrestre: originalmente ésta no

contenía oxígeno, siendo por tanto de carácter reductor. En estas condiciones,

el hierro presente en las rocas era fácilmente puesto en disolución en forma de

Fe2+, altamente soluble. De esta forma, los océanos terrestres llegarían a

contener grandes cantidades de hierro en disolución. Con la aparición de la

vida, las bacterias primitivas comenzarían a generar oxígeno como

consecuencia de su metabolismo fotosintético, consumiendo CO2 y agua para

producir oxígeno. La concentración de éste en el aire iría aumentando, y dio

origen a la posibilidad de oxidar al hierro disuelto en los océanos, dando origen

a óxidos e hidróxidos (hematites-goethita) que precipitarían para dar estas

Formaciones.

Los Ironstones corresponden a capas de espesor métrico de óxidos e

hidróxidos de hierro con texturas oolíticas que aparecen intercalados en

secuencias marinas someras, de calizas limos y areniscas, de edades

variadas. Su origen es aún discutido, y podrían haberse formado como

consecuencia de la erosión y redepósito de formaciones lateríticas.

Yacimientos de manganeso

Los óxidos de manganeso constituyen yacimientos de tipología muy variada,

que van desde tipologías epigenéticas, filonianas, a claramente sedimentarias,

y dentro de esta categoría podemos di ferenciar entre los estrictamente

sedimentarios, no ligados a actividad volcánica.

A su vez, los yacimientos puramente sedimentarios de manganeso pueden ser

de dos tipos claramente diferenciados:

1. Los que se localizan en áreas marginales de cuencas euxínicas

(reductoras), que constituyen acumulaciones pisolíticas u oolíticas de

estos minerales (normalmente, pirolusita y criptomelana), a menudo

asociados con carbonatos de manganeso (rodocrosita), que llegan a ser

también explotables.

2. Los que se localizan en los fondos oceánicos profundos, que constituyen

acumulaciones nodulares de óxidos de Mn, a menudo con ciertos

contenidos en Cr. Su formación parece estar relacionada con actividad

hidrotermal submarina, aunque no en su proximidad inmediata.

HIDROCARBUROS NATURALES

El petróleo y el gas natural, los hidrocarburos fósiles, están constituidos casi

exclusivamente por hidrocarburos, es decir, compuestos orgánicos, más o

menos complejos, de Carbono e Hidrógeno, mezclados en proporciones

diversas entre sí, y con otros compuestos químicos: su composición elemental

se muestra en la Tabla 1.

ELEMENTO RANGO (%)  TÍPICO (%) 

Carbono 85-95  85 

Hidrógeno 5-15  13 

Azufre < 5  1,3 

Oxígeno < 2  0,5 

Nitrógeno < 0,9  0,2 

Metales < 0,1   

Tabla 2.- Composición elemental del crudo(petróleo)

 

Los Hidrocarburos naturales se originan como un paso intermedio de la

degradación de la materia orgánica, en medio anaerobio, y en un rango

concreto de presiones y temperaturas. El producto intermedio que da origen a

estos productos, a partir de las rocas que lo contienen, recibe el nombre

de kerógeno. Los hidrocarburos se forman en rocas arcillosas que contienen

este kerógeno (rocas madre). Sin embargo, para poder ser explotables

(extraíbles por bombeo), estos hidrocarburos han de migrar a rocas porosas y

permeables (las rocas almacén) y quedar atrapados por algún mecanismo que

impida que la migración los lleva hasta la superficie: las trampas petrolíferas.

Estas pueden ser de muy diversos tipos, aunque las más comunes

corresponden a pliegues anticlinales.

Figura 9: Trampa estructural mixta

La explicación a esta diferencia está en que, como muestra la figura 10, los

anticlinales actúan a modo de bóvedas, abarcando una amplia zona receptora,

mientras que otras, como los cambios de facies, recogen únicamente crudo

procedente de la propia capa, o de las inmediatamente adyacentes.

Figura 10

Los hidrocarburos en la naturaleza aparecen en tres formas principales:

Como gas natural

Como petróleo crudo, líquido

Como arenas asfálticas (tar sands) y pizarras bituminosas (oil

shales).

Gas Natural

El gas natural se encuentra en dos tipos de yacimientos:

Yacimientos de gas individualizado

Yacimientos asociados a los de petróleo, en las zonas altas de los

mismos, o en disolución en la fase líquida.

Los yacimientos de gas natural están compuestos fundamentalmente por

metano, que llega a constituir hasta el 100% de los mismos (gas seco).

Además, puede incluir otros hidrocarburos gaseosos, como etano, propano,

butano, etc., en proporción decreciente con el número de Carbonos. Otros

constituyentes, minoritarios pero frecuentes, son: H2S, N2, He, Ar, etc.

Su poder calorífico constituye la base de su interés económico. Es variable,

según la composición específica del gas. El valor medio es de 38 a 40

megajulio/Kg, ó 9.500-10.000 Cal/gr.

El Crudo ó Petróleo líquido

Está constituido por hidrocarburos líquidos fundamentalmente, y puede tener

en solución hidrocarburos gaseosos (los denominados crudos ligeros), o

sólidos (crudos pesados). La constitución típica es la que se muestra en la

primera parte del Tema. Otros constituyentes pueden ser: compuestos

sulfurados en diversas formas orgánicas, compuestos nitrogenados, también

de carácter orgánico, y compuestos oxigenados, como los ácidos grasos. Sus

características físicas y económicas están muy relacionadas con la

composición.

El carácter más importante de los crudos es su densidad, ya que es un

reflejo directo de su composición química. Aumenta con el porcentaje de

hidrocarburos y productos pesados, en especial de resinas y asfaltenos.

Disminuye con la temperatura a la que se encontraba el petróleo en su

ambiente de generación, lo que implica que los yacimientos profundos,

enterrados a mayores profundidades, contendrán crudos menos densos.

Los Hidrocarburos sólidos

Se incluyen aquí los hidrocarburos naturales de carácter sólido. Pueden ser de

dos tipos diferentes: hidratos de metano, y bitúmenes y asfaltos.

Los hidratos de metano son poco abundantes, aunque actualmente se han

localizado acumulaciones importantes en el límite plataforma continental

– talud, cuya importancia económica y posibilidades de explotación aún

están por determinar.

La familia de los bitúmenes es más importante, ya que aparece en dos tipos de

yacimientos ya bien conocidos: arenas asfálticas (tar sands), y pizarras

bituminosas (oil shales). Los bitúmenes se pueden definir, desde el

punto de vista de explotación, como mezclas viscosas naturales de

hidrocarburos de molécula muy pesada, y productos sulfurosos

minoritarios. Su alta densidad y viscosidad impide su explotación

convencional por bombeo.

Los hidrocarburos semirrefinados que se pueden extraer de los

bitúmenes reciben el nombre de crudos sintéticos. Las rocas que contienen

proporciones importantes de estos bitúmenes pueden ser de dos tipos: Arenas

asfálticas y pizarras bituminosas.

Las Arenas asfálticas son rocas sedimentarias de tipo arenas gruesas, bien

clasificadas, porosas y permeables, consolidadas o no, que contienen

productos petrolíferos pesados, en las que el bitumen representa del orden del

18 al 20% en peso de la roca. Su viscosidad es muy elevada, por lo que no

pueden ser recuperados por medios tradicionales. Desde el punto de vista

geoquímico, están formadas fundamentalmente por asfaltenos y productos

complejos ricos en nitrógeno, azufre, oxígeno, frente a productos saturados y

ligeros.

Las pizarras bituminosas son rocas sedimentarias pelíticas (arcillosas), menos

a menudo carbonatadas (margas), ricas en kerógeno y pobres en bitumen (0.5-

5%), y capaces de producir hidrocarburos por pirólisis, a unos 500ºC.

Ocasionalmente reciben la denominación de "esquistos bituminosos", lo que

resulta equívoco con respecto a su naturaleza petrográfica, puesto que nunca

se trata de materiales metamórficos. La materia orgánica que contienen está

formada por restos de algas lacustres o marinas. Su composición química es

muy variable y compleja, generalmente con altas relaciones H/C (1.25-1.75), y

con relaciones O/C entre 0.2 y 0.02.

El carbón

El carbón es una roca sedimentaria combustible con más del 50% en peso y

más del 70% en volumen de materia carbonosa, formada por compactación y

maduración de restos vegetales superiores, como consecuencia de la

evolución de esta materia orgánica de origen vegetal que se acumula en

determinadas cuencas sedimentarias.

Desde el punto de vista estratigráfico, es una roca sedimentaria

organoclástica de grano fino, compuesta esencialmente por restos litificados de

plantas, que aparece constituyendo secuencias características que reciben el

nombre de ciclotemas.

Figura 11: Ciclotemas

Origen:

El origen del carbón está en relación evidente con la acumulación de materia

vegetal superior (troncos, ramas, hojas) en cuencas marinas o continentales.

Los parámetros que definen la posibilidad de acumulación de la materia vegetal

que va a dar origen al carbón son similares a los que permiten la acumulación

de microorganismos para dar lugar al petróleo:

- Medios protegidos del influjo detrítico: la abundancia de

depósitos detríticos resta calidad al carbón, y favorece la

degradación de las plantas que se acumular conjuntamente.

- Profundidad adecuada del medio, para evitar oxidación y

permitir la acumulación vegetal.

- pH bajo de las aguas, dado que un pH mayor de 5 produce la

degradación de la materia vegetal.

- Subsidencia continuada del fondo, para mantener unas

condiciones uniformes a lo largo del tiempo.

Esta acumulación se puede producir en el propio medio de vida de las plantas,

o en medios distintos al de formación, como deltas, estuarios o albuferas. Esto

permite diferenciar carbones autóctonos, formados en el propio medio de vida,

y aloctónos, formados en un medio diferente al de vida: la materia vegetal ha

sufrido un transporte, más o menos largo.

Según el tipo de medio de formación, también se diferencian los

carbones límnicos (formados en medios lacustres), y parálicos (formados en

medio marino).

En concreto, los medios en los que pueden darse procesos de acumulación de

materia vegetal son:

- Marismas, saladas o salobres. Son zonas con comunicación

ocasional con el mar, en que se puede producir una importante

actividad biológica vegetal.

- Zonas pantanosas, ciénagas, canales, lagos y charcas

intracontinentales, con vegetación de tipos diversos (herbácea,

leñosa, etc.) según su profundidad, condiciones del fondo,

temperatura de las aguas, etc.

- Manglares de las zonas tropicales.

- Ambientes fluviales y deltáicos.

Uno de los medios sedimentarios más favorables para la acumulación de

materia carbonífera que da origen al carbón son los deltas, cuyas secuencias

estratigráficas normales son muy semejantes a las propias de los ciclotemas,

constituidas por alternancias de capas de carbón con material arcilloso o

arenoso.

Un factor también importante es el paleoclima, o sea, el clima imperante en la

época de formación del carbón. El más favorable es el paleoclima tropical,

generador de vegetaciones exuberantes.

Otra cuestión importante en cuanto al origen del carbón es la edad de las

series sedimentarias en que aparece: las plantas vasculares aparecen en el

Silúrico, y pueblan la superficie de La Tierra en el Devónico. Ello implica que

los yacimientos más antiguos de carbón conocidos sean de edad Devónica.

Posteriormente, se dan yacimientos de carbón de todas las edades, pero hay

períodos especialmente favorables: 

% sobre Recursos mundiales

Carbonífero Inferior 1,0 

Carbonífero Medio y Superior 14,5 

Pérmico 24,4 

Triásico 0,5 

Jurásico 14,2 

Cretácico 16,7 

Paleógeno y Neógeno 28,7 

Ello se explica por factores fundamentalmente paleoclimáticos, y de tipo de

vegetación predominante en cada uno de los períodos.

ROCAS Y YACIMIENTOS ORTOMAGMATICOS

La cristalización de los magmas da origen a una gran variedad de minerales,

que se asocian para dar origen a las diversas rocas ígneas, que a su vez

pueden contener una cierta variedad de concentraciones de determinados

minerales de interés económico. Esta variedad está en relación con la variedad

de procesos implicados en la génesis y evolución de los magmas desde su

formación en niveles más o menos profundos del planeta hasta su cristalización

en proximidad de la superficie.

El proceso magmático

Es un hecho de observación que existe una gran variedad de magmas, que

dan origen a la gran variedad de rocas ígneas que se pueden reconocer en el

planeta. También es posible observar cómo en términos generales los magmas

(y por consiguiente, las rocas formadas a partir de éstos) se asocian con

situaciones geodinámicas concretas, es decir, que en situaciones geológicas

equivalentes solemos encontrar los mismos tipos de rocas ígneas. De ello se

deriva la conclusión de que la formación de los magmas está íntimamente

relacionada con el marco geodinámico que se produce en los diversos

ambientes derivados de la tectónica de placas.

Ahora bien ¿qué es un magma, y cómo y porqué se forma? Como definición

básica, un magma es un fundido, que en general está formado por una fase

líquida mayoritaria, a la que acompaña una fase sólida (cristales o fragmentos

de rocas) y otra gaseosa, y que se encuentra a temperaturas entre 1.500 y

800ºC. La fase líquida suele estar formada por silicatos fundidos con

proporciones muy variables de cationes: Mg, Fe, Ca, Na, K... Magmas menos

comunes son los formados por carbonatos (magmas carbonatíticos), o los

formados por sulfuros (magmas sulfurados).

Por qué se forman los magmas está relacionado con cambios puntuales en la

termodinámica del interior del planeta: en condiciones normales, las capas

superficiales de la Tierra (litosfera) están en estado sólido, debido a que a

pesar de encontrarse a temperaturas lo bastante altas como para estar

fundidos, la presión es también bastante alta como para incrementar el punto

de fusión de los minerales lo suficiente como para evitar esta fusión. Por tanto,

para que se produzca fusión ha de producirse una pérdida de presión, o un

cambio en la composición de la roca que rebaje el punto de fusión de los

minerales que la componen, o un incremento sustancial de la temperatura. El

primer caso es posible por una descompresión debida a la formación de

fracturas profundas, que liberen la presión interna de la roca, y además

favorezcan el ascenso del magma. El segundo caso también se da, y suele ser

consecuencia de la adición de volátiles a la roca (agua, CO2) durante procesos

geológicos concretos (sobre todo, la deshidratación de corteza durante la

subducción). El tercer caso se produce como consecuencia de la formación de

las denominadas plumas mantélicas (puntos calientes), que son fenómenos

que incrementan la temperatura de áreas profundas del planeta de cierta

extensión. Otra posibilidad en este mismo sentido es que el incremento de

temperatura que origina la fusión esté relacionado con los procesos tectónicos

y magmáticos asociados al metamorfismo regional, en bordes destructivos de

placas.

El proceso de fusión raramente es una fusión completa de una porción de roca

más o menos voluminosa, sino que suele ser una fusión parcial, en la que se

va produciendo de forma progresiva la fusión de los componentes minerales

menos refractarios de entre los que componen la roca. Esto es especialmente

cierto en los magmas máficos, procedentes de la fusión parcial del manto

superior, mientras que en los magmas félsicos, de afinidad granítica, lo que se

suele producir es un fundido de composición determinada a partir del conjunto

de la roca, en función de su composición concreta, y de las condiciones de

presión y temperatura existentes durante el proceso de fusión. Esto es debido a

que estos magmas se suelen formar como consecuencia de procesos

de anatexia, es decir, de fusión local de rocas de la corteza, inducida por

fenómenos asociados por lo general a metamorfismo de alto grado.

Resulta evidente que durante esta variedad de procesos, y en función de las

distintas variables que hemos mencionado, se puede originar una gran

variedad de magmas, de composiciones distintas en el detalle. A estos

magmas formados "in situ", y que aún no han sufrido los procesos de

diferenciación que veremos a continuación se les denomina magmas primarios.

Una vez formados, estos magmas tienden a ascender, como consecuencia de

su densidad, menor que la de las rocas que las rodean, y de la expansión

volumétrica que sufren, a la que contribuye la liberación en los mismos de una

fase gaseosa más o menos abundantes. La ascensión puede ser más o menos

lenta, desde las velocidades supersónicas que son capaces de llevar hasta la

superficie magmas del manto superior cargadas de fragmentos de éste de

diámetro decimétrico, hasta velocidades lentas, combinadas con estancias en

cámaras magmáticas intermedias que incrementan el tiempo de residencia del

magma en capas más o menos profundas.

A su vez, el ascenso puede implicar la llegada del magma hasta la superficie,

dando origen a los fenómenos volcánicos, o hasta su proximidad, originando

las rocas subvolcánicas, o puede ser que el magma quede emplazado en

niveles relativamente profundos de la corteza, dando origen a las

rocas plutónicas. Estos factores implican diferencias en la velocidad a que se

produce el enfriamiento del magma: en los procesos volcánicos esta velocidad

es máxima (debido al contraste entre la temperatura del magma y la del

ambiente atmosférico), lo que produce las texturas típicas de estas rocas,

porfídicas y parcialmente vítreas. En las rocas subvolcánicas el enfriamiento es

algo más lento, lo que hace que no suelan contener vidrio, aunque sí

desarrollan texturas porfídicas, y/o de grano fino. En las rocas plutónicas el

enfriamiento es lento (el contraste con la temperatura de las rocas en las que

encajan es aún menor), lo que favorece la formación de cristales regulares y de

grano medio o grueso.

Pulsar aquí para ver la variedad de procesos magmáticos

Por otra parte, durante el ascenso se producen una serie de procesos que

cambian la composición del magma, y que se conocen con el nombre genérico

de diferenciación. Los principales mecanismos de diferenciación son los

siguientes:

Cristalización fraccionada. El magma primario puede contener cristales,

o puede ser que éstos se formen durante el ascenso, si éste es lo

suficientemente lento. Cuando estos cristales tienen una densidad

distinta a la del magma, y en condiciones favorables (sobre todo,

residencia en cámaras magmáticas intermedias), se puede producir la

separación de estos cristales, o bien por acumulación en la parte

superior de la cámara (los de feldespatos, que suelen ser los menos

densos) o en su fondo (olivino, piroxeno, que suelen ser los más

densos). Esto origina la segregación de determinados componentes

minerales, cambiando la composición del magma residual.

Asimilación. Durante el ascenso el magma puede fundir rocas con las

que se pone en contacto, incorporando los fundidos correspondientes a

su composición, que variará de acuerdo con la composición de las rocas

asimiladas.

Mezcla de magmas. Ocurre fundamentalmente durante la residencia en

cámaras magmáticas, como consecuencia del aporte de nuevas

porciones de magmas primarios, que cambian la composición del

magma allí acumulado.

Como consecuencia de estos procesos de diferenciación se originan los

denominados magmas diferenciados o derivados, cuya composición puede ser

muy diferente a la del correspondiente magma primario. Todos estos factores

(modo de formación, mayor o menor ascenso en la corteza, grado de

diferenciación) son los responsables de la gran variedad de rocas ígneas que

conocemos.

Otra cuestión importante en las rocas ígneas es el orden de cristalización de

sus minerales, identificable en muchos casos por las relaciones texturales que

se establecen entre ello. Este orden de cristalización está determinado por dos

factores principales: la termodinámica del proceso de cristalización, y la

composición concreta del magma que cristaliza. El primer factor fue estudiado

por Bowen, que observó que la cristalización de los minerales durante el

enfriamiento de un magma sigue, en términos generales, una secuencia

determinada, que se puede subdividir en dos grandes ramas (Figura): la

denominada rama discontinua (minerales ferromagnesianos), y la rama

continua (plagioclasas), que convergen en un tronco común, que corresponde a

la cristalización de feldespato potásico y finalmente cuarzo, siempre los últimos

en cristalizar. Es lo que se conoce con el nombre de Serie de Bowen. La mayor

o menor evolución de la serie depende fundamentalmente del contenido inicial

en sílice, debido a que las reacciones (p.ej., olivino -> piroxeno -> anfíbol)

implican un consumo creciente de este componente (Mg2SiO4 + SiO2 ->

2MgSiO3).

Por otra parte, la composición del magma impone restricciones a este

secuencia, de forma que si éste es pobre en sílice y rico en Mg, Fe, Ca

(magmas máficos) solamente cristalizarán los primeros términos de las dos

series (olivino, piroxeno, plagioclasa cálcica), mientras que en los magmas más

ricos en sílice y pobres en Mg y Fe (magmas félsicos) se formarán esos

minerales durante los primeros estadios de la cristalización magmática, pero

reaccionarán con el fundido sucesivamente para dar términos más

evolucionados de la serie, y la roca finalmente estará formada por cuarzo,

feldespato potásico, plagioclasa sódica y biotita. En las rocas formadas a partir

de magmas de composición intermedia encontraremos, por tanto, plagioclasa

intermedia, anfíbol y piroxeno como minerales característicos.

Figura 12: Mineralogía de rocas ígneas comunes.

Rocas plutónicas

Las rocas plutónicas son el producto de la cristalización de magmas a

profundidades considerables en la corteza terrestre. Son rocas caracterizadas

por texturas granudas, de grano medio-grueso, y con una mineralogía variable,

que permite su clasificación detallada, al ser estudiada mediante microscopía

petrográfica. En concreto, su clasificación se lleva a cabo mediante el cálculo

de una serie de parámetros de abundancia mineralógica, y el empleo de

diagramas de clasificación, los más usuales de los cuales son los de

Streckeisen (1966), que se muestran (simplificados) en las figuras abajo

expuestas. Los parámetros utilizados son:

M: % de minerales ferromagnesianos (Sumaolivino+piroxeno+anfíbol+biotita)

Q: Contenido (%) de cuarzo, recalculado a 100% con los

parámetros A y P

A: Contenido en feldespato alcalino (Sumaalbita + feldespato potásico)

recalculado a 100% con los parámetros Q y P (si la roca contiene

cuarzo) o F y P (si contiene feldespatoide)

P: Contenido en plagioclasa, recalculado a 100% igual que el

parámetro A

F: Contenido en feldespatoide recalculado a 100% igual que el

parámetro Q

Granito

El granito es la roca plutónica por excelencia, hasta el punto de que en el

mundo industrial se denominan granitos a todas las rocas plutónicas,

independientemente de su composición real. En sus términos más precisos, el

granito es una roca relativamente escasa, aunque difícil de diferenciar en el

campo de sus términos más próximos, sobre todo de la granodiorita, por lo que

a menudo estas rocas plutónicas de tonalidades claras se describen con el

nombre genérico de granitoides.

Desde el punto de vista de su composición mineralógica, lo más característico

de los granitoides es su alto contenido en cuarzo, que implica un valor del

parámetro Q entre 20 y 60%. Los feldespatos son también componentes

mayoritarios de estas rocas, y suelen ser plagioclasa sódica (oligoclasa) y/o

feldespato potásico, generalmente ortoclasa y/o microclina. Además, es

frecuente que contengan biotita y/o anfíbol, y en ocasiones moscovita (granitos

de dos micas). Como minerales accesorios suelen incluir circón, apatito, y

minerales metálicos entre los que predominan la magnetita, la ilmenita y la

pirita.

La textura granítica, propia de estas rocas, es una de las más características

de las que presentan las rocas ígneas: es una textura holocristalina,

hipidiomorfa, granular de grano medio, en la que la plagioclasa y la biotita o

anfíbol suelen ser idiomorfos, y el cuarzo y el feldespato xenomorfos e

intergranulares, debido a la secuencia de cristalización (serie de Bowen).

En el campo, el granito aparece formando macizos rocosos que pueden llegar

a ser de miles de kilómetros cuadrados, con contornos en general curvilíneos, a

menudo festoneados por la denominada aureola de metamorfismo de contacto.

Es frecuente que a gran escala estos macizos están afectados por una red de

fracturas que puede no ser deformacional; de hecho, en ocasiones se origina

simplemente por la contracción ligada al enfriamiento del macizo

(diaclasamiento). Este proceso suele dar origen a una fracturación concéntrica

(tipo capas de cebolla), que suele ser paralela a los contactos externos del

macizo (y a menudo también a la superficie topográfica) y a una fracturación

groseramente radial.

A nivel de afloramiento, suele dar origen a un relieve característico, el

denominado berrocal, formado como consecuencia del desarrollo del proceso

de meteorización favorecido por la fracturación que suele afectar a este tipo de

rocas, que suele individualizar paralelepípedos de roca a partir de los cuales,

por erosión diferencial de vértices y aristas, se forman los bolos (p. ej., La

Pedriza, en la Sierra de Guadarrama).

En cuanto a su aplicación, el granito es una de las rocas más empleadas en la

industria de la construcción, sobre todo en forma de placas pulidas para

revestimiento de exteriores e interiores. También en grandes bloques se utiliza

como elemento arquitectónico de tipo sillería, mientras que triturada, o cuando

está ya triturada de forma natural por la tectónica, se emplea como árido, e

incluso directamente como balasto para líneas férreas. Incluso las arenas que

se forman por alteración sobre sus afloramientos se pueden aprovechar para la

construcción.

A este respecto de la aplicación, hay que resaltar que el objetivo primordial de

la explotación del granito es la obtención de grandes bloques comerciales, de

varios metros cúbicos, para el posterior serrado y pulido de las placas. Esto no

siempre es posible, debido a diversos factores que veremos a continuación, lo

que hace que existan algunas (aunque escasas, sobre todo los tectonizados

para áridos) explotaciones de granito para otros fines. Los factores que definen

la explotabilidad del granito como roca de construcción son, fundamentalmente,

los siguientes:

El grado de fracturación que lo afecte. Es un factor decisivo, ya que si

está afectado por una fracturación muy intensa será aprovechable como

árido, mientras que los afectados por fracturación muy espaciada

servirán para su explotación en bloques.

El grado de alteración que afecta a los minerales que componen la roca.

Es de importancia primordial para poder utilizarla, puesto que si está

muy alterada tenderá a sufrir procesos de desgranado, o no admitirá un

pulimento adecuado.

La homogeneidad textural, ya que si el granito presenta variaciones

bruscas en su textura dificultará enormemente su aprovechamiento.

Estas variaciones texturales son muy variadas, incluyendo los gabarros

(acumulaciones esferoidales de minerales oscuros), las cintas

(acumulaciones planares de minerales primarios o secundarios), los

fenocristales, los cambios de tamaño de grano, entre otros.

La presencia de minerales oxidables (p. ej., sulfuros), que puedan

producir efectos indeseados sobre las placas o bloque en general una

vez instalados.

En general, determinadas características petrofísicas pueden afectan a

la calidad del material: la heladicidad o resistencia a las heladas, el

coeficiente de absorción de agua, la calidad del pulido, la resistencia al

ataque químicos, etc.

Por último, la mayor o menos vistosidad de la roca, en término de

coloración (diferente a la más común, gris), tamaño de grano grueso y

homogéneo, presencia de irisaciones en los feldespatos... condiciona el

mayor o menor precio del producto en el marcado.

 

Sienita

La sienita es, desde el punto de vista geológico, un granitoide pobre en cuarzo

y con un claro predominio del feldespato alcalino frente al cálcico. Suela estar

formada precisamente por feldespato alcalino (ortoclasa) junto con plagioclasa

de composición sódica (albita-oligoclasa) y suele contener algún mineral

ferromagnesiano como la biotita o el anfíbol. Además, puede contener una

cierta cantidad de cuarzo, o, alternativamente, de feldespatoide (sienitas

nefelínicas). Su textura está dominada por los cristales del feldespato alcalino,

y es una textura granular hipidiomorfa heterogranular (sin llegar a ser porfídica),

en la que el feldespato constituye los granos mayores y el resto (plagioclasa,

cuarzo o feldespatoide, biotita, anfíbol) suelen ser de menor tamaño.

Desde el punto de vista industrial, la sienita es un granito que suele presentar

propiedades interesantes: o bien un color rojo más o menos intenso, debido a

la presencia de abundantes exoluciones de hematites en el feldespato

potásico, o bien irisaciones intensas, de color azulado, en el feldespato. Esto

confiere a estas rocas, a igualdad de otros parámetros (grado de fracturación,

de alteración, etc.) mayor interés que a otros granitoides.

Diorita y gabro

La diorita y el gabro son rocas con importantes semejanzas tanto desde el

punto de vista geológico como industrial. Desde el punto de vista geológico

constituyen las rocas gabroídicas, y su diferenciación mutua solamente se

puede realizar mediante microscopía petrográfica, si bien con frecuencia las

dioritas son de tonalidades más claras que los gabros. Desde el punto de vista

industrial corresponde al grupo de los granitos oscuros, muy apreciados en el

arte funerario.

Están formadas mayoritariamente por plagioclasa y clinopiroxeno (augita). La

diferencia fundamental entre ambas rocas es que en la diorita la composición

de la plagioclasa es de An<50 (oligoclasa-andesina), mientras que en el gabro

es de An50 (labradorita-bitownita-anortita). Esta diferencia suele ir acompañada

de otras: en la diorita además de plagioclasa y clinopiroxeno pueden aparecer

cuarzo, biotita y anfíbol, mientras que en los gabros podemos tener

ortopiroxeno y olivino acompañando a los minerales principales. Como

accesorios, en ambos casos podemos encontrar óxidos como magnetita,

cromita, ilmenita, sulfuros como pirrotina y pentlandita, etc.

En el campo, los gabros suelen aparecer, como los granitos, formando macizos

intrusivos de cierta importancia. No desarrollan las formas más típicas del

berrocal, debido a que suelen presentar una mayor densidad de fracturación, y

su alteración superficial suele ser más rápida que la de los granitoides.

También es normal que presenten una aureola de metamorfismo de contacto.

Desde el punto de vista industrial ya se ha comentado que son los granitos de

colores oscuros. A menudo las dioritas presentan tonalidades grises oscuras o

verdosas, a menudo jaspeadas (caso del "negro ochavo", variedad comercial

explotada en la zona de Barcarrota, Badajoz), mientras que los gabros suelen

ser de coloración homogénea. Estas tonalidades oscuras hacen que sean muy

apreciados tanto para construcción, combinado con otros colores, como en el

arte funerario.

El principal problema que suelen presentar estas rocas es que sus

afloramientos suelen estar afectados por una fracturación relativamente densa,

que dificulta su explotación industrial.

Peridotita

La peridotita es una roca ultramáfica, formada por más de un 90% de minerales

ferromagnesianos, oscuros, que suelen ser olivino y piroxeno (orto- y clino-).

Además pueden contener algo de plagioclasa, y minerales metálicos como

cromita, que puede llegar a concentrarse en yacimientos de interés económico.

Las texturas son variables, en función del tipo de peridotita: las hay formadas

por acumulación de cristales en cámaras magmáticas, que desarrollan las

llamadas texturas cumulíticas, en las que uno de los minerales

(fundamentalmente el olivino) aparece formado el armazón general de la roca,

con otros minerales (clinopiroxeno) intergranulares. En otros casos la textura es

holocristalina equi- o ligeramente inequigranular, hipidiomorfa, con piroxeno

subidiomorfo y olivino xenomorfo.

Las peridotitas aparecen constituyendo dos tipos diferentes de macizos

rocosos, de origen muy diferente: o bien forman parte de láminas ofiolíticas,

formadas por obducción o acreción de litosfera oceánicas en corteza

continental (caso de los macizos máficos del NO peninsular, p. ej., Cabo

Ortegal, Bragança, Morais), o bien forman macizos de gran extensión, que

representan diapiros del manto, encajados tectónicamente en niveles muy

superficiales de la corteza (Serranía de Ronda).

Una constante en este tipo de rocas es que suelen estar serpentinizadas: el

olivino es un mineral muy inestable en las condiciones de la superficie del

planeta, tendiendo a transformarse en serpentina. Esto transforma a estas

rocas, en mayor o menor grado, en serpentinitas, que veremos en el capítulo

de rocas metamórficas.

Cuando no aparecen serpentinizadas, las peridotitas son rocas con

posibilidades industriales, derivadas de su característico color negro o verde

oscuro. No obstante, la serpentinización parcial que las afecta y la inestabilidad

del olivino en ambiente atmosférico suelen dificultar su aprovechamiento.

Rocas subvolcánicas

Las rocas subvolcánicas se pueden considerar como un caso particular dentro

de las plutónicas, ya que son rocas que también cristalizan bajo la superficie de

la Tierra, aunque en condiciones de menor presión y temperatura (a

profundidades someras), lo que hace que su enfriamiento sea más rápido,

dando origen a texturas características, diferentes a las propias de las rocas

plutónicas.

Desde el punto de vista composicional, son equivalentes a las plutónicas, por lo

que pueden tener la misma gama de composiciones mineralógicas que éstas.

Se suelen nombrar con el nombre de la roca plutónica (o volcánica)

equivalente, con el prefijo pórfido (p. ej., pórfido granítico, o pórfido andesítico),

o con nombres que aluden a términos texturales (ver más abajo).

Aparecen formando intrusiones que raramente alcanzan grandes volúmenes.

La morfología de estas intrusiones permite diferenciar entre diques (morfología

tabular, y discordantes con la estratificación de la roca en la que

encajan), sills (también tabulares, y concordantes o subconcordantes con la

estratificación), lacolitos (masas de cierto volumen, subconcordantes y de

morfología lenticular, con muro plano y techo convexo hacia arriba),

o lopolitos (intrusiones también concordantes en forma de cubeta, cóncavas

hacia arriba).

La textura de las rocas subvolcánicas puede ser muy variada. La más frecuente

es la textura porfídica   de matriz microcristalina, que indica una presencia de

fenocristales en el magma, y una cristalización rápida pero no tanto como la de

una roca volcánica, en la que la matriz suele ser vítrea o criptocristalina. Otras

texturas que pueden presentar son:

Granofídica: es típica de rocas subvolcánicas silíceas, félsicas,

equivalentes a los granitos en sentido estricto. Es una textura

holocristalina hipidiomorfa inequigranular (o incluso porfídica) formada

por cristales mayores de plagioclasa con cuarzo y feldespato potásico

intergranulares que desarrollan intercrecimientos gráficos. La roca

subvolcánica de composición granítica y textura granofídica recibe el

nombre de granófido.

Dolerítica: es característica de rocas subvolcánicas máficas,

equivalentes al gabro. Es una textura holocristalina, hipidiomorfa,

inequigranular, en general de grano fino-medio, formada por un

entramado de plagioclasa idiomorfa con piroxeno xenomorfo intersticial.

La roca subvolcánica de composición gabroídica y textura dolerita recibe

el nombre de diabasa o dolerita. Pulse aquí   para ver una reconstrucción

3D de una textura dolerítica o aquí   para ver un ejemplo de Almadén.

Ofítica: aparece en el mismo tipo de rocas que la anterior, y es

holocristalina con tendencia panidiomorfa, inequigranular a porfídica, de

grano medio-fino, formada por grandes cristales de piroxeno que

engloban pequeños microlitos de plagioclasa. La roca subvolcánica de

composición gabroídica y textura ofítica recibe el nombre de ofita.

 

YACIMIENTOS METÁLICOS DE ORIGEN ORTOMAGMÁTICO

Los minerales metálicos acompañan, como hemos visto, a las rocas intrusivas

como minerales minoritarios, en forma de óxidos o de sulfuros,

fundamentalmente, que cristalizan a la vez que el resto de componentes

silicatados de la roca. En el detalle, pertenecen a varios subtipos:

Yacimientos formados por inmiscibilidad líquida. Los magmas máficos a

menudo contienen altas proporciones de sulfuros metálicos, que pueden

individualizarse debido a que son inmiscibles con el magma silicatado.

Se forman así yacimientos de sulfuros de Ni-Co-Cu-Fe, formados por

minerales como pirrotina, pentlandita, calcopirita., a menudo

enriquecidos en elementos del grupo del platino.

Yacimientos formados a partir del propio magma silicatado. Existen tres

grandes subtipos:

o Formados por cristalización simple. En determinados casos, no es

necesaria una segregación que produzca la concentración del

mineral en cuestión: es el caso de los diamantes, cuyo alto valor

económico hace que a pesar de encontrarse en muy bajas

concentraciones, sea explotable.

o Formados por cristalización más acumulación. En la mayor parte

de los casos, además de la cristalización del mineral hace falta un

mecanismo que produzca un aumento de su concentración que lo

haga explotable. El principal mecanismo es la cristalización

fraccionada acompañada de acumulación preferencial por

densidades en la cámara magmática. El caso más extendido de

este tipo corresponde a yacimientos de cromita en rocas máficas

y ultramáficas, en los que de nuevo suelen darse concentraciones

interesantes de elementos del grupo del platino.

o Formados por cristalización más acumulación y segregación. El

caso más favorable para la explotación es aquel en el que los

minerales metálicos llegan a separarse físicamente del resto del

magma, por mecanismos diversos, fundamentalmente bajo la

acción de esfuerzos tectónicos. Algunos yacimientos de

magnetita corresponden a esta tipología.

 

 

Yacimientos formados por cristalización simple

La cristalización directa de minerales de interés económico a partir de un

magma solo genera un yacimiento cuando ese mineral tiene un valor

económico extremadamente alto, puesto que el mineral queda disperso en el

conjunto de la roca, y su extracción presenta un coste muy alto. Es por ello que

solamente se consideren dentro de este grupo los yacimientos de diamantes,

cuyo valor justifica la explotación de rocas con contenidos en el mineral de

escasos kilates por tonelada.

 

Los yacimientos de diamantes se encuentran albergados por unas rocas muy

características, llamada kimberlitas, que corresponden a rocas volcánicas

explosivas de origen muy profundo, que encajan en formaciones por lo general

antiguas, propias de zonas de cratón (NO de Australia, Sudáfrica, África

Central, Siberia). En estas zonas las kimberlitas aparecen como chimeneas

profundas y estrechas (diatremas), agrupadas en conjuntos. Por otra parte, no

todas las kimberlitas contienen diamantes.

 

Figura 13: Zona de formación de Diamantes

 

Yacimientos formados por cristalización más acumulación

En este caso, a la cristalización del mineral sigue una acumulación preferencial

del mismo, normalmente por diferencia de densidad: se trataría de una

cristalización fraccionada de estos minerales de interés minero, concretamente

de cromita en los yacimientos más característicos del grupo: la cromita

cristaliza a partir del magma, y por su mayor densidad tiende a hundirse en el

fundido, acumulándose en la parte baja de la cámara magmática.

 

Las acumulaciones de cromita que constituyen este tipo de yacimientos

corresponden a bolsadas (pods en su denominación en inglés) con

dimensiones métricas o decamétricas, que aparecen más o menos

concentradas en localidades dentro de un macizo intrusivo por lo general

máfico (gabros, peridotitas). En estas bolsadas o pods la cromita es el mineral

más abundante, y puede estar acompañada por otras menas como la

magnetita, o por los silicatos formadores del conjunto de la roca (olivino,

piroxenos). A menudo estas concentraciones de cromita contienen también

concentraciones de interés de elementos del grupo del platino.

  

Yacimientos formados por cristalización más acumulación y segregación

Los minerales menos valiosos que se originan a partir de la cristalización del

magma necesitan un proceso aún más efectivo de concentración, que

produzca un yacimiento explotable por tener suficiente volumen y contenidos.

La magnetita, el apatito, o la ilmenita cristalizan a partir de prácticamente

cualquier magma, y si son suficientemente abundantes pueden llegar a

concentrarse por cristalización fraccionada, dando lugar a masas pequeñas,

que alcanzar sus mejores características desde el punto de vista de su posible

explotación minera cuando además son segregadas del conjunto magmático.

Esta segregación origina bolsadas o rellenos de fracturas dentro de la propia

roca intrusiva o en su encajante, en las que el mineral de interés aparece

fuertemente concentrado, y con volumen suficiente como para constituir masas

de gran tonelaje.

Yacimientos minerales relacionados con el volcanismo

El volcanismo es un mecanismo descrito tradicionalmente como generador de

acumulaciones metálicas: muchos yacimientos de sulfuros guardan relaciones

cuanto menos de proximidad geográfica con rocas volcánicas, lo que sin duda

es una indicación de su vinculación genética. De todos los tipos con los que se

ha establecido relación con volcanismo, el caso más claro probablemente

corresponde a los yacimientos de tipo Kuroko o tipo Faja Pirírica ibérica (p.ej.,

Riotinto, Tharsis), es decir, yacimientos de sulfuros polimetálicos masivos, con

pirita como mineral mayoritario. En muchos otros casos la vinculación con el

volcanismo es menos evidente, y se describen como yacimientos

sedimentarios con posible influencia de procesos volcánicos.

En todos los casos, cuando se habla de relaciones entre volcanismo y

yacimientos minerales la base empírica es que el proceso de volcanismo

aporta elementos químicos, entre ellos metales pesados, que por lo general se

liberan al medio. Esto es un hecho de observación, y en ocasiones vemos en la

prensa noticias alarmantes sobre las emisiones de estos elementos de mayor o

menor toxicidad a la atmósfera (CO2, SO2). Incluso en alguna ocasión se han

publicado en la prensa los kilogramos de oro que un volcán está emitiendo,

como si el volcán emitiese monedas de este metal. Lo cierto es que estas

emisiones se producen en forma gaseosa, y que es necesario algún

mecanismo geoquímico que fije los metales para que pueda formarse un

yacimiento, evitando la dispersión de los metales.

El descubrimiento en determinados puntos de los fondos oceánicos de los

denominados "black   smokers ", chimeneas de descarga de sistemas

hidrotermales submarinos ha permitido observar de forma directa la formación

de estas concentraciones.

Figura 14: Hidrotermales marinos

Yacimientos de tipo Kuroko

Los yacimientos de tipo Kuroko (o tipo Huelva, ya que la Faja Pirítica Ibérica es

la mayor concentración mundial de este tipo de mineralizaciones) son

concentraciones sedimentarias (o volcano-sedimentarias, como se denominan

preferentemente) de sulfuros polimetálicos, por lo general dominados por pirita,

a la que suelen acompañar otros como calcopirita, esfalerita y galena. Además

es frecuente que contengan ciertos valores de metales preciosos (Au, Ag) que

añaden interés económico a su explotación minera.

Aparecen constituyendo formaciones de potencia variable (por lo general de

varias decenas de metros) y extensión variable (incluso kilométrica), que se

encuentran intercaladas en secuencias marinas detríticas con abundantes

intercalaciones volcánicas. Su tonelaje suele ser muy elevado (superior a los

50 Mt), lo que permite su explotación minera.

En detalle la tipología de estas mineralizaciones puede ser muy variable, en

función de diversos caracteres, entre los que sobresale la mayor o menos

lejanía (distalidad) o cercanía (proximalidad) con respecto al área de descarga

de las emisiones hidrotermales al medio marino. Otro carácter interesante

suele ser su recristalización metamórfica, que produce el aumento de su

tamaño de grano, favoreciendo la explotación minera y, fundamentalmente, la

concentración de cada mineral.

La mineralogía habitual de estos yacimientos incluye siempre pirita como fase

más abundante, acompañada por calcopirita, esfalerita, galena y barita. Es

relativamente frecuente la separación en cuerpos mineralizados con

mineralogías diferenciadas: las denominadas “black ores”, constituidas

mayoritariamente por galena y esfalerita, junto con barita subordinada, y las

denominadas “yellow ores”, con pirita y calcopirita como minerales

fundamentales. A menudo el yeso y el azufre nativo forman parte más o menos

marginal de este complejo sistema. Como minerales minoritarios dentro de las

mineralizaciones principales podemos encontrar otros sulfuros afines, como

pirrotina, marcasita, arsenopirita, bornita, o metales nativos como oro y plata,

siempre en contenidos relativamente bajos (valores del orden de 10-20gr/t).

También son frecuentes en el sistema los niveles de chert ferruginoso, que

aparecen interestratificados en la secuencia volcánica relacionada.

Figura 15: Yacimiento tipo kuroko

 

Figura 16: Diatrema

Es frecuente que estos yacimientos se encuentren fuertemente afectados por la

deformación tectónica: se forman en medios oceánicos, lo que implica que para

que lleguen a aflorar deben haber sido afectados por un proceso orogénico de

cierta intensidad.

Su formación ocurre en determinados ambientes geodinámicos: en el caso de

Japón es clara su relación con procesos destructivos de tectónica de placas, ya

que se localizan precisamente a lo largo de uno de estos límites de placa. Esta

relación no es tan clara en el caso de la Faja Pirítica Ibérica, en la que el

magmatismo no parece ser el característico de esta localización geodinámica, y

más parece relacionado con un proceso de rifting.

En cualquier caso, es evidente siempre la relación entre los yacimientos y un

magmatismo volcánico, a menudo máfico, aunque en el caso de la Faja pirítica

ibérica la relación más clara se da con el de naturaleza félsica.

ROCAS Y YACIMIENTOS PEGMATÍTICOS

Las pegmatitas son el resultado de la cristalización final de magmas en un

ambiente rico en volátiles, que favorece la migración iónica, y permite la

formación de cristales de gran tamaño, que en ocasiones pueden llegar a

alcanzar varios metros cúbicos.

Las pegmatitas presentan una gran variabilidad composicional, que está en

función del tipo de roca (normalmente plutónica) con la que están relacionadas

genéticamente. Las mas frecuentes son de composición granítica, asociadas a

granitos y granitos alcalinos, y están constituidas mayoritariamente por cuarzo,

feldespato potásico (microclina u ortoclasa), plagioclasa sódica (albita) y mica

blanca (moscovita), junto a otros minerales que pueden ser mas o menos

abundantes: turmalina, apatito, fluorita, lepidolita, berilo, topacio, corindón,

monacita, casiterita, uraninita, torbernita, así hasta 300 especies mineralógicas

descritas en un solo macizo pegmatítico.

Pueden tener interés económico, debido a sus posibles altos contenidos en

minerales tipo gema (esmeraldas, aguamarinas, topacios, rubíes...), y

minerales con contenidos en elementos raros (Li, U, Th, Tierras Raras) y otros

(Sn, W, F). También los minerales comunes de estas rocas suelen tener interés

económico, ya que tanto sus grandes cristales de cuarzo pueden ser utilizados

para el tallado de lentes, como los de feldespato para la producción de

cerámica, y los de mica para el aislamiento eléctrico.

Las pegmatitas suelen aparecen en la zona periférica de macizos de rocas

plutónicas, constituyendo diques, sills y masas irregulares, de dimensiones muy

variables: hasta más de 1 Km. de longitud. Suelen mostrar zonaciones

composicionales, con núcleo interno de cuarzo masivo, y zonas periféricas

feldespáticas y moscovíticas.

Desde el punto de vista textural son rocas granudas de grano muy grueso: se

han descrito cristales de moscovita de hasta 10 m de longitud en estas rocas, y

de feldespato potásico de varios m3.

ROCAS Y YACIMIENTOS NEUMATOLÍTICOS

Las rocas (o yacimientos) neumatolíticas, son intermedias entre las pegmatitas

y las rocas hidrotermales. Son rocas de reemplazamiento metasomático, es

decir, producto del reemplazamiento a alta temperatura de una roca por otra,

por disolución parcial de la original, y depósito a partir de los fluidos

mineralizantes. Las temperaturas características de formación se sitúan entre

600 y 400ºC.

Su composición es muy variable, en función de la de los fluidos, y de la roca a

la que reemplazan, con la que suele producirse mezcla química. Las más

conocidas e interesantes desde el punto de vista minero son los

denominados  skarns , producidos por la interacción entre fluidos derivados de

granitos, y, principalmente, rocas carbonatadas (calizas o dolomías). Se forman

así unas rocas de mineralogía especial, ricas en silicatos cálcicos (epidota,

anfíboles y piroxenos cálcicos, granates cálcicos), y que pueden contener

concentraciones de minerales metálicos de interés económico: scheelita,

casiterita, fluorita, calcopirita, blenda, galena, magnetita, hematites.

Por lo general constituyen masas irregulares en la zona de contacto entre las

rocas intrusivas y las encajantes. Su morfología es irregular, aunque se

encuentra condicionada por la zona de contacto entre ambas rocas.

Figura 17: Yacimiento Skarn

Su textura es característica de sistemas de reemplazamiento, con sustituciones

seudomórficas, diseminaciones irregulares, relleno de fracturillas, etc.

Otro tipo de yacimiento neumatolítico de interés minero es el

denominado  greissen. Corresponden estos yacimientos a zonas de alteración

relacionadas con granitos, y que por lo general afectan a zonas periféricas o

apicales del propio granito. En estas zonas se produce una destrucción del

feldespato potásico, con formación de mica blanca microcristalina (illita), y con

entrada de abundante sílice que se deposita en la roca en forma coloidal

(calcedonia), en lo que de denomina proceso de silicificación. La casiterita y la

wolframita suelen ser las principales menas metálicas asociadas a estos

yacimientos. A menudo los greissen se asocian a yacimientos típicamente

filonianos: casos de Panasqueira (Portugal) y Piaotan (China): figuras.

Figura 18: Esquemas geológicos de los yacimientos de tipo greissen de

Panasqueira (Portugal)

Figura 19: Piaotan (China), en zonas de cúpula granítica y con complejos

filonianos asociados

Yacimientos hidrotermales

Los yacimientos hidrotermales, comúnmente también conocidos como

filonianos se clasifican según su temperatura de formación (que suele estar

entre los 400 y los 100ºC), y en función de la mayor o menor proximidad a la

roca ígnea de la que derivan. No es una clasificación rigurosa, ya que no

siempre es posible determinar con exactitud la temperatura a la que se han

formado, ni la distancia a la roca ígnea de la que derivan, que puede no

reconocerse, o puede ser difícil de establecer con precisión entre varias

próximas. Una clasificación más conveniente se basaría en su mineralogía,

pero ésta puede ser tan variada que invalida cualquier intento de clasificación

sistemática en este sentido.

Las mineralizaciones hidrotermales están constituidas fundamentalmente por

cuarzo y/o carbonatos diversos, entre los que cabe destacar calcita, dolomita, y

siderita, minerales que suelen constituir la ganga o parte no explotable en los

yacimientos de interés minero. Entre los minerales de interés minero (o menas)

que pueden estar presentes en este tipo de rocas o yacimientos, podemos citar

barita, fluorita , y minerales sulfurados, como pirita, calcopirita, blenda, galena,

cobres grises (tetraedrita y tennantita), argentita, platas rojas (proustita-

pirargirita), cinabrio, y un largo etcétera de minerales, entre los que se

encuentran también la plata y el oro nativos.

Los yacimientos filonianos constituyen el relleno de fracturas abiertas en la

roca, que suelen presentar disposiciones planares de dimensiones muy

variables (filones en sentido estricto). Otras morfologías incluyen el

entrecruzado de vetillas (stockwork) y las diseminaciones de mineral,

características ambas de los yacimientos de tipo pórfido cuprífero. También son

relativamente frecuentes los cuerpos irregulares, que pueden formarse tanto

por fenómenos de reemplazamiento como por relleno de cavidades. Las

texturas son características de la cristalización en espacios abiertos: geodas,

drusas, crecimientos paralelos, concentraciones nodulares, etc.

 

Pórfidos cupríferos

Los pórfidos cupríferos son yacimientos de gran tonelaje (106-109 t) y bajas

leyes de cobre (0.2-c.2%Cu). Aparte del cobre estos yacimientos pueden

presentar cantidades variables de molibdeno y/o metales preciosos (Au+Ag),

susceptibles de ser recuperados económicamente. Se asocian a rocas

intrusivas generalmente félsicas de composición granodiorítica, aunque los

pórfidos del Pacífico oriental (desarrollados en arcos de islas) suelen asociarse

a facies intermedias (intrusivos dioríticos). Presentan un modelo zonal (figura 1)

de alteración hidrotermal con un núcleo de alteración potásica (feldespato K,

biotita, que grada hacia fuera hacia una alteración fílica (= cuarzo-sericítica). En

su zona periférica encontramos facies argílicas (intermedia o avanzada)

y propilítica (con clorita, epidota, calcita). La secuencia de alteración (figura 2)

es la siguiente: 1) formación de las zonas de alteración potásica y propilítica; 2)

desarrollo de la alteración fílica (hacia fuera y arriba); y 3) formación de facies

de alteración argílica en la parte superior del sistema. Esta última puede ser

avanzada, implicando la presencia de minerales tales como caolinita y alunita.

Se reconoce un solape temporal y espacial en esta secuencia. De 1 a 3 la

participación de aguas meteóricas en el sistema hidrotermal es cada vez más

importante. De hecho, la parte superior del sistema hidrotermal entra de lleno

en el campo epitermal (alteración argílica avanzada), y en la misma pueden

formarse mineralizaciones auríferas, en un ambiente más superficial (desde

unos 2 Km. de profundidad hasta la superficie).

Existen grandes provincias metalogénicas de pórfidos cupríferos, entre las que

resaltan las de la cadena andina (Chile - Perú principalmente, destacando el

yacimiento de Chuquicamata) y la del SO de los Estados Unidos. Dado que los

pórfidos son de emplazamiento somero (epizona), es raro encontrar

yacimientos más antiguos que mesozoicos, y de hecho, la mayoría de estos

yacimientos son de edad cenozoica. La razón es simple y radica en la

efectividad de los procesos erosivos, que habrían desmantelado los de mayor

antigüedad.

METAMORFISMO Y YACIMIENTOS MINERALES

El metamorfismo es un proceso de transformación de rocas o yacimientos

minerales preexistentes, que ocurre en relación con el aumento de presión y/o

temperatura que tiene lugar en determinados puntos de la corteza terrestre.

Como consecuencia, se forman rocas nuevas (las rocas metamórficas), con

texturas, estructuras y composiciones mineralógicas diferentes a la de la roca

original. Desde el punto de vista de la formación de yacimientos, el

metamorfismo no presenta excesivo interés, si bien es cierto que da origen a

algunos minerales y rocas de cierto interés minero, y modifica la textura y

mineralogía de mineralizaciones preexistenes.

Rocas metamórficas de interés minero

Como consecuencia de los procesos de metamorfismo regional se originan dos

tipos de rocas que se explotan en canteras: los mármoles y las serpentinitas.

Menor interés presentan otras rocas como los neises.

El mármol es la roca metamórfica con mayor interés minero. Se forma como

consecuencia del metamorfismo de calizas, bajo condiciones de metamorfismo

tanto regional como de contacto, que inducen la recristalización de la calcita a

alta temperatura. Este proceso transforma las variadas texturas originales de

las calizas en texturas granoblásticas de tamaño de grano muy variable, que

puede llegar a ser de varios milímetros, lo que se traduce en una mayor

resistencia mecánica y homogeneidad de la roca.

Conviene resaltar el hecho de que el término geológico de mármol no es

equivalente al empleado en la industria, que suele incluir las calizas marmóreas

en sentido amplio, es decir, calizas compactas, que suelen presentar una

mayor heterogeneidad texturas y estructural, y peores características de

comportamiento mecánico y físico químico que los mármoles auténticos.

El mármol está compuesto mayoritariamente por calcita granoblástica, pero

pueden contener además otros minerales, tales como micas (mármoles

cipolínicos), dolomita, brucita, vesubianita, wollastonita, diópsido, tremolita,

grafito, pirita.

Un hecho a resaltar en el estudio de los mármoles es que su homogeneidad

puede no ser completa: además de los mármoles homogéneos, blancos o

grises tipo Macael, existen otros que presentan heterogeneidades, más o

menos desarrolladas, que van desde bandeados o foliaciones tectónicas,

marcadas por lo general por acumulación de minerales oscuros, y que son

típicas de mármoles formados por metamorfismo regional, a formas o cambios

de coloración más o menos irregulares, difusas, que pueden ser producto de

inhomogeneidad de la roca caliza original. Esto permite una clasificación

industrial de estas rocas según su tonalidad, en monocromos (o sencillos),

cuando presentan una sola tonalidad, y polícromos (o compuestos), caso de

presentar varios colores. La mayor parte de los mármoles monocromos se

presentan en tonalidades blancas, amarillentas, verdosas, o negras, mientras

que los polícromos se denominan según su tonalidad dominante. Los mármoles

polícromos o compuestos presentan inclusiones de otros minerales,

generalmente micas, cuarzo y serpentinas, en agregados o vetas que adoptan

morfologías diversas y les confieren diversas tonalidades. Basándose en su

estructura, se clasifican en veteados, caso de presentar colores listados;

arborescentes, si las bandas de colores se ramifican; y brechiformes, en el

caso que estén constituidos por fragmentos angulosos. Un caso particular de

los mármoles brechiformes lo constituyen los brocateles, cuyos fragmentos

presentan tonalidades distintas.

Un carácter a controlar para definir la explotabilidad de una masa marmórea es

su fracturación. Al ser rocas afectadas por procesos tectónicos, a menudo

están muy fracturadas, lo que dificulta su extracción en bloques comerciales, y

favorece el desarrollo de fenómenos kársticos, que igualmente dificultan la

explotación.

También la presencia de minerales oxidables es un carácter geológico de

interés minero, pues éstos pueden producir importantes problemas estéticos en

el material instalado.

Las aplicaciones concretas del mármol son en general conocidas: chapado de

exteriores e interiores, elementos arquitectónicos auxiliares (p.ej., escalinatas),

complementos decorativos (estatuas), arte funerario. Hay que recordar que el

granito está reemplazando en muchas de estas aplicaciones al mármol, por su

mayor resistencia y durabilidad, sobre todo en exteriores y suelos.

Explotaciones importantes de mármoles a nivel mundial se localizan en Italia

(zona de Carrara, prácticamente agotada) y en España (zona de Macael,

Almería). 

 

La serpentinita es otra roca metamórfica de interés ornamental, de color

verde, y con tonalidades variadas, claras y oscuras, que se forma por el

metamorfismo regional de rocas magmáticas ultramáficas (peridotitas).

Desde el punto de vista mineralógico, está constituida muy mayoritariamente

por minerales del grupo de la serpentina (antigorita), que suelen estar

acompañados por otros filosilicatos afines, como el talco, por minerales opacos,

como magnetita o cromita, y por carbonatos ricos en Mg (magnesita-dolomita).

Sus caracteres estructurales y texturales pueden ser muy variados, mostrando

formas más o menos irregulares, que en unos casos ofrecen caracteres

estéticos positivos, mientras que en otros impiden totalmente la explotación

minera. En especial, la fracturación es el principal factor negativo para este tipo

de aprovechamiento.

La serpentinita, por sus caracteres mecánicos (sobre todo, por su baja dureza)

se agrupa con los mármoles ("mármol verde"). Sus aplicaciones son similares:

revestimientos, elementos auxiliares (columnas, zócalos), etc.

En España existen importantes macizos serpentiníticos, agrupados en tres

áreas: los macizos máficos-ultramáficos gallegos, la Serranía de Ronda

(Málaga) y las pequeñas masas existentes entre los materiales metamórficos

de Sierra Nevada (Granada-Almería). 

 

Los neises son rocas que pueden formarse por distintos mecanismos, que se

pueden agrupar en dos: el metamorfismo de alto grado de rocas pelíticas, que

da origen a los denominados paraneises, y la deformación tectónica (por lo

general acompañada de metamorfismo) de rocas graníticas, que origina los

denominados ortoneises. Estos últimos son los que presentan mayores

posibilidades industriales, por ser rocas compactas y competentes,

susceptibles incluso de pulimento.

Están formados mayoritariamente, al igual que los granitos, por cuarzo,

feldespato potásico, plagioclasa, mica (biotita a menudo acompañada de

moscovita), como minerales mayoritarios más comunes, que pueden estar

acompañados de muchos otros (granate, anfíbol, cordierierita), y de los

accesorios comunes en este tipo de rocas (apatito, esfena, circón, pirita).

Sus texturas y estructuras están dominadas por la presencia de una foliación o

bandeado, marcado por reorientación mecánica y/o recristalización de

minerales laminares (micas), por la granulación del cuarzo, y por la rotación de

los granos de feldespato, que suelen dar origen, por su mayor resistencia al

aplastamiento, a formas ocelares (augen). El resultado es el bandeado neísico

típico, con alternancias claro-oscuras y nódulos claros, de feldespato.

Los neises se agrupan con los granitos en cuanto a su explotación minera y

aplicaciones industriales. Como carácter específico, hay que señalar que el

hecho de que sea una roca bandeada afecta  a su instalación en obra y a su

aprovechamiento, que estarán condicionados por este factor. 

 

Minerales industriales de origen metamórfico

El metamorfismo origina otras muchas rocas, aparte de las descritas, en

general sin aplicación industrial directa. Sin embargo, en algunos casos estas

rocas pueden contener concentraciones de minerales de interés económico,

susceptibles de extracción minera y concentración. Algunos de los más

significativos son: granate, corindón, grafito, asbestos, nesosilicatos de

aluminio (andalucita- sillimanita- distena). 

El granate se forma en muchas rocas metamórficas de origen pelítico

(esquistos en sentido amplio, neises), aunque también aparece en algunas

rocas ígneas, y, debido a su escasa alterabilidad, suele concentrarse en

sedimentos aluvionares. En las rocas metamórficas solo llega a ser

aprovechable cuando es muy abundante, o cuando la roca está afectada por un

proceso de alteración que haya destruido al resto de minerales.

Un factor importante que afecta a su explotabilidad es el contraste de densidad

entre el granate y el resto de minerales que componen la roca, que suele

permitir una separación mineralúrgica de bajo coste.

Las aplicaciones del granate están relacionadas con sus propiedades de:

dureza y densidad relativamente altas, resistencia química, y no toxicidad, que

permiten que tenga cinco campos principales de aplicación: abrasivo para

eliminación de óxidos sobre superficies metálicas (decapar), revestimientos

abrasivos, filtrado de aguas, corte por chorro de agua, y pulido.

En España se explota en Níjar (Almería), pero no en rocas metamórficas, sino

a partir de una roca volcánica excepcionalmente rica en este mineral, y

fuertemente alterada, lo que permite la liberación natural del mineral. A nivel

mundial, el mayor productor es EE.UU, a gran distancia de otros como

Australia, India y China. 

El corindón se forma fundamentalmente como consecuencia de metamorfismo

de contacto a partir de rocas arcillosas alumínicas, junto con otros minerales

típicos de este ambiente (sillimanita, piroxeno). También se forma en otros

tipos de ambientes, sobre todo en pegmatitas, de donde proceden los cristales

de calidad gema (rubí, rojo, y zafiro, azul). El esmeril, por su parte, es un

agregado microcristalino de corindón con otros minerales, como hematites,

magnetita, cuarzo y/o espinela.

El corindón se emplea fundamentalmente como abrasivo para pulido, en todo

tipo de procesos industriales. Esto se debe no solo a su gran dureza (9 en la

escala de Mohs, el segundo mineral más duro tras el diamante), sino también a

su elevado punto de fusión (1.950ºC), y a la forma de sus granos, controlada

por la partición perfecta que suelen presentar, y que favorece esta aplicación.

También se emplea en la fabricación de ladrillos refractarios.

Por su parte, el esmeril es un abrasivo de menor calidad, que se utiliza

fundamentalmente como aditivo en revestimientos, como antideslizante.

Zimbabwe y la República de Sudáfrica son los principales productores a nivel

mundial de corindón, mientras que Turquía y Grecia lo son de esmeril. En

España no existen explotaciones mineras de ninguno de los dos. Por su parte,

las variedades gema se obtienen de yacimientos fundamentalmente de tipo

pegmatítico, o concentrado en aluviones, de Sri Lanka, Birmania, Tailandia,

entre otros. 

 

El grafito es el producto de la recristalización metamórfica de la materia

orgánica contenida en las rocas afectadas por metamorfismo regional o de

contacto. Cuando este proceso se produce sobre capas de carbón, o sobre

rocas que contienen hidrocarburos líquidos (petróleo) se producen yacimientos

de interés económico de este mineral, que también pueden tener su origen en

otros procesos: grafito magmático, pegmatítico, hidrotermal.

Sus aplicaciones más conocidas en la actualidad son las relacionadas con la

fabricación de objetos y elementos ligeros pero de alta resistencia, como

material deportivo (esquís, raquetas), o piezas de automoción (barras

protectoras). También, como elemento moderador en reactores nucleares,

como aditivo lubricante, o en la fabricación de carbono activado, entre otros

usos.

Los principales países productores de grafito son China, Corea del Sur e India.

En España se explota o se ha explotado hasta fecha reciente en Gadamur y

Puente del Arzobispo (Toledo). 

La denominación de asbesto se refiere a un grupo de minerales caracterizados

por presentar una estructura fibrosa, y que corresponden al grupo de los

anfíboles, o de la serpentina. En concreto, se trata de seis variedades

mineralógicas: crisotilo (variedad de serpentina), crocidolita (variedad del

anfíbol riebeckita), amosita (variedad del anfíbol grunerita), y los asbestos de

los anfíboles antofilita, tremolita y actinolita, que no tienen nombres específicos.

De esta forma, cada uno de estos "asbestos" presenta en el detalles

propiedades diferentes, lo que condiciona sus aplicaciones concretas,

relacionadas fundamentalmente con el origen etimológico de la palabra

asbesto, que proviene del griego y significa "incombustible": se emplean como

aislantes térmicos, si bien la toxicidad de algunos de ellos (fundamentalmente

de la crocidolita)  ha hecho decaer de forma muy severa estas aplicaciones.

También se emplean como aditivo en cementos (fibrocementos), entre los

cuales el más conocido es la uralita.

Su origen está en relación con el metamorfismo regional de rocas básicas o

ultrabásicas. En concreto, los asbestos suelen formarse como relleno de venas

durante estos procesos, de forma que las fibras de asbesto crecen

perpendicularmente a las paredes la fractura, con lo cual la longitud de las

fibras, que es un factor económico muy importante, está condicionado por el

espesor de estas venas.

Los principales países productores de asbestos son Rusia, Canadá, Brasil y

Zimbawue. Como ya se ha indicado, su consumo a nivel mundial ha

descendido debido a las consideraciones sobre sus efectos sobre la salud.