OBJETO

Estudio de las Menas y Yacimientos Minerales no Metálicos, en cuanto a su origen, proceso, ambiente geológico y ambiente tectónico favorable de formación, características mineralógicas y geoquímicas, distribución regional, clasificación, formas de presentación y extensión, modelos de presentación en el mundo y Colombia, importancia y posibilidades futuras desde el punto de vista económico.

HISTORIA DE LOS DEPOSITOS MINERALES

El avance del conocimiento y utilización de las rocas y los minerales se inicia desde épocas primitivas del hombre. La edad de piedra se prolongó desde unos 800 mil años hasta el sexto milenio antes de Cristo, en el Antiguo Oriente y hasta el cuarto milenio antes de Cristo, en Europa. Durante el paleolítico y el mesolítico el hombre utilizó sólo fragmentos de roca y luego en el neolítico elaboró los primeros vasos modelados de arcilla.

Por muchos años el hombre preparó aleaciones fusibles de cobre, estaño, plomo, antimonio y plata, dedicándose a la extracción de menas de éstos metales. Posteriormente se utilizó el hierro para elaborar herramientas y luego se utilizaron los hidrocarburos, petróleo y hulla, para cubrir las necesidades vitales de la sociedad humana.

Las primeras ideas sobre minerales y principios básicos sobre formación de yacimientos fueron mencionadas por Tales de Mileto (624 –547 A.C.) y Zenón de Citio al considerar el agua como el elemento más importante de la Tierra, Heráclito de Efeso (544 – 474 A.C.) considero el fuego el más importante. Luego Aristóteles (383 – 322 A.C.) menciona que las rocas son de origen celestial. Continúa el proceso del conocimiento y en 950 posterior a Cristo aparece el científico chino Li Si-tsing que editó un libro sobre minerales, plantas y animales, en 1048 Muhammed Nasir al-Din o Tusi presenta un tratado de minerales.

En la Edad Media aparece en Europa George Bauer “Agrícola” (1494 – 1555) y escribe la Re Metàllica sobre los minerales conocidos en la antigüedad, separa los minerales en homogéneos (tierras, sales, gemas, metales) y mezclas heterogéneas, separa los minerales de las rocas y menciona las soluciones circulantes (secreción lateral), causantes de los minerales, a partir de aguas que se infiltran, se calientan y disuelven los minerales. Clasificó los yacimientos por su forma en filones, vetas, diaclasas.

Descartes (1596 – 1650) menciona las exhalaciones vaporosas y determina un origen ígneo de las vetas metalíferas. Steno (1631 – 1687, médico y obispo) determina que los sólidos naturales están encerrados en otros sólidos y explica que la formación de las vetas es posterior a las rocas de caja. Von Opel (1747) define vetas y lechos sedimentarios y menciona que las fisuras se deben al movimiento de la tierra y están asociadas a minerales. Abraham Werner (1749 – 1817, médico) editó una nueva teoría sobre la formación de vetas, menciona que “el presente es la llave del pasado” y que las rocas ígneas se forman por cristalización del magma en el interior de la corteza. Delius (1770), Gerhard (1781) y Lasius (1787) mencionan la secreción lateral y explican que la formación de vetas es por relleno de fisuras abiertas. Charpentier (1778) menciona el relleno de espacios o fisuras abiertas y que la formación de vetas es por reemplazamiento. A finales del siglo XIX: Vogt, Launay, Brogger, Weinschenk y Beaumont mencionan la diferenciación magmática. Van Hise menciona que yacimientos se formaron por soluciones acuosas de origen meteórico. W. Lindgren (1860 – 1939, ingeniero de minas) edita el libro Mineral Deposits. Levi Bowen (1887 – 1956) edita un libro de petrología.

Otros autores más actuales mencionan los depósitos minerales, con énfasis en el análisis de estructuras geológicas que controlan el proceso de formación y distribución de los elementos y minerales, entre los americanos se mencionan: Bateman, G. Bain, L. Graton, W. Lindgren, T. Lovering, W. Newhouse, J. Spurr, S. Emons, W. Emons. Entre los alemanes: V. Goldschmidt, F. Sandberger, N. Magnusson, P. Niggli, W. Petraschek, P. Ramdor, A. Zissartz, J. Vog, G. Schneirderhohn, O. Elsner. Entre los franceses: L. De Launay, T. Belt, E. De Beaumont, J. Fournier, P. Routhier. Entre los japoneses: T. Kato, T. Watanabe, T. Tatsumi. Entre los rusos: M. Lomonósov, I. Scclatter, D. Sokolov, G. Schurovski, G. Schurovski, K. Bogdanóvich, S. Smirnov, Yu Bilibin, A. Fersman, V. Vernádski, V. Scherbina, G. Scherba

MINERALOGÍA

Ciencia de los minerales, se basa en la química que se desarrolló en los siglos XVIII y XIX, que se relaciona con la morfología, composición, propiedades físicas, químicas y su origen.

Los metales son combinaciones químicas naturales, homogéneas, se presentan en estado sólido, a veces constituidas por elementos simples (por ejemplo C, Au, Ag) o aleaciones que se formaron en el transcurso del proceso geológico. La mayor parte es de composición no orgánica, presentan una composición química definida, constante y una estructura atómica ordenada.

En la naturaleza se pueden encontrar 3.000 especies minerales. Los más frecuentes los silicatos, formadores desde un punto de vista primario de las rocas ígneas, es decir a partir directa de un magma.

Los minerales por su composición química, su estructura interna y las propiedades físicas se han clasificado como especies minerales y cuando presentan la misma composición química y estructura interna similar, pero difieren exteriormente se denomina variedad. Todos los minerales están separados en clases y grupos.

Clasificación de los Minerales y Metales, por Grupos

Los minerales se pueden clasificar de acuerdo a su composición química, estructura cristalográfica ó una combinación de los dos, DANA clasifica los minerales en 12 clases:

1. Elementos NativosIncluyen los metales, con su enlace metálico, los semimetales y no metales con

enlace covalente2. Sulfuros

Minerales híbridos, algunos con componente metálico notorio, muchos son covalentes y sólo unos pocos tienen en lace iónico3. Sulfosales4. Oxidos e Hidróxidos

Minerales que tienen un enlace iónico5. Haluros6. Carbonatos7. Nitratos8. Boratos9. Oxidos10.Sulfatos11.Tungstanatos12.Silicatos

Strunz (1970), Dana (1972), entre otros, agruparon los minerales en las siguientes clases:

1. Elementos nativos, 2. Sulfuros, 3. Halogenuros, 4. Óxidos e Hidróxidos, 5. Nitratos; 6. Carbonatos; 7. Boratos; 8. Sulfatos; 9. Fosfatos; 10. Óxidos; 11. Silicatos; 12. Tungstanatos. Además existen cromatos, molibdatos, wolframatos, arseniatos, vanadatos y hasta minerales orgánicos.

En el marco de minerales estratégicos, según el ambiente de formación, temperatura – presión, rocas asociadas y el uso en la industria, los minerales se clasifican en los siguientes grupos: 1. Metales y Minerales Preciosos : oro, plata, platinoides, diamantes y esmeraldas2. Metales Básicos : cobre, aluminio, zinc, estaño, plomo

3. Metales de la Industria del Acero : hierro, cromita, cobalto, manganeso, molibdeno, níquel, niobio, tungsteno, vanadio

4. Metales Especiales : magnesio, titanio, berilio, tierras raras, circonio, hafnio, selenio, telurio, galio, germanio, tantalio, cadmio, itrio, renio, indio, silicio, bismuto, mercurio, antimonio.

5. Minerales Industriales : asbesto, vermiculita, magnesita, silimanita, yeso, soda, potasa, boro, sal, fosforitas, fluorita, barita, azufre, perlita, diamantes industriales.

6. Materiales de Construcción : caliza, arcilla, agregados pétreos y piedras ornamentales

7. Minerales Energéticos : carbón, petróleo, gas y uranio.

Formación de los Yacimientos Minerales

Para comprender el origen y formación de las estructuras de los minerales, se parte del magma (sustancia viscosa rica en gases y vapor, presente en las cámaras magmáticas, en el interior de la corteza y manto, que se mueve por corrientes de convección) que asciende hasta la superficie a través de estructuras tectónicas (fisuras, plegamientos) o eventos volcánicos.

El magma a medida que asciende se va cristalizando, se presenta una diferenciación y se provoca la separación de fluidos y materias sólidas, de tal manera que los minerales pesados descienden y los más livianos ascienden. Los primeros minerales que se diferencian, forman estructuras bien desarrolladas, los demás minerales forman estructuras débiles. Por lo tanto, durante la diferenciación se cristalizan magmas con diferentes minerales y composición química que dan origen a las diferentes rocas ígneas desde granitos hasta rocas ultramáficas.

En el proceso de formación de los minerales se cristalizan las rocas:- Ultrabásicas (peridotitas-hornblenditas), con alto contenido de MgO, FeO y pobres

en SiO2 para formar olivino, piroxeno y anfibol- Básicas (gabro, basalto) con contenidos medios de SiO2, Al2O3 y CaO para formar

feldespato, piroxeno y anfibol.- Acidas (granito, riolitas) con alto contenido de SiO2, Na2O y K2O para formar cuarzo,

feldespato y micas.

Durante la diferenciación magmática y en las etapas tempranas se forman y acumulan minerales como magnetita, ilmenita, cromita, pirrotina, calcopirita, pentlandita y platinoides. En las etapas finales cristalizan silicatos que forman pegmatitas con feldespatos, cuarzo y micas. Además minerales de litio, zircón, monacita, casiterita, columbita, tantalita, allanita, xenotima, esmeraldas, zafiro, topacio, aguamarina, apatito, granate, entre otros. Cuando se desprenden directamente gases y vapores (soluciones neumatolíticas) se forma turmalina, topacio y wolframita.

A partir del proceso de cristalización del magma, fuente primaria, se forman las menas ó depósitos minerales. Cuando pequeñas cantidades de algunos elementos forman contenidos anormales en las rocas, almacenados en un ambiente particular en el proceso o posterior a la cristalizan del magma, se forma un YACIMIENTO MINERAL, el cual puede ser explotable económicamente. Cualquier contenido, aunque sea en pequeñas cantidades, genera un contraste químico con respecto al contenido normal y forma el yacimiento.

Además, como parte del mismo magma, se presentan soluciones de origen termal (hidrotermales) que a medida que cristaliza el primer mineral se genera una deposición de minerales de importancia económica, dando origen a los yacimientos minerales de importancia económica, acompañados de minerales ganga (estériles) como cuarzo, dolomita y calcita, entre otros.

Todos los minerales de la corteza terrestre, en la superficie, están expuestos a la influencia de la atmósfera (O2, CO2), de la hidrosfera (H2O), a las variaciones de temperatura o a la acción de los organismos vivos que descomponen los minerales y la materia en nuevos minerales estables y se forman entonces los yacimientos minerales sedimentarios, ejemplo placeres aluviales con oro, platinoides, casiterita, columbita, wolframita, magnetita, granate, entre otros, depósitos eólicos, depósitos lacustres, depósitos de playa.

Además en la superficie, se presentan depósitos residuales (formados por separación entre los minerales solubles e insolubles), ejemplo lateritas típicas de regiones cálidas y tropicales (limonita, silicatos de níquel, bauxitas, arcillas en general), algunos minerales de manganeso y magnesita, entre otros.

Los minerales arrastrados hasta los lagos o el mar se descomponen, se asientan y algunos se evaporan y forman depósitos de Evaporitas (sal gema - halita cuando cristaliza, silvina, carnalita, anhidrita, yeso, bórax, limonita, siderita, psilomelana, pirolusita.

La materia viva también participa en la alteración y formación de nuevos yacimientos (restos de raíces, vegetales, animales) que generan depósitos de fosfatos, resinas fósiles, turba, carbón, petróleo o ceras minerales. Además, las sustancias disueltas en el agua, debido a la acción de organismos vivos originan yacimientos de calcita, fosforita, azufre.

También el metamórfismo afecta las rocas, principalmente ígneas, modifica los minerales y genera yacimientos de hierro, manganeso, grafito y hace parte de la secuencia de rocas denominada ofiolítas, formadas por un metamorfismo hidrotermal.

En el proceso de formación de los depósitos minerales de afinidad magmática, los minerales cristalizan según secuencias ordenadas en el tiempo, fenómeno denominado paragénesis. PARAGENESIS

La importancia del concepto paragénesis es importante porque:

A. Aclara la naturaleza, la continuidad en el tiempo y carácter cambiable de las soluciones mineralizantes

B. Indica los posibles cambios en carácter del mineral a profundidadC. Se hallan en mayor cantidad, los minerales primero formados en una secuencia,

localizados en las porciones más calientes y más profundas de la corteza.1. Los minerales más solubles permanecen más tiempo en solución y los menos

solubles se precipitan2. En los depósitos magmáticos y metasomáticos de contacto

a. Primero: los minerales de gangab. Segundo: los minerales óxidosc. Tercero: los minerales sulfuros

3. En los depósitos hidrotermales se presenta un reemplazamiento y se depositan los minerales, por sustitución, en cavidades. 4. En los depósitos donde los minerales rellenan cavidades, éstos están dispuestos en capas sucesivas = Crustificación

Una secuencia ordenada podría ser: cuarzo, sulfuros ó arseniuros de hierro, blenda, enargita, calcopirita, bornita, galena, oro, minerales argentíferos, finalmente minerales en drusas

Temperatura de Formación de un Mineral

Los minerales se forman a diferentes temperatura, la cual se puede medir bajo diferentes condiciones: A.- Medición de la temperatura en las Lavas que salen de los volcanes

B.- Medición de puntos o temperaturas máximas de fusión

C.- Temperaturas de Inversión: Cuarzo, argentita, wollastonita y calcocita.

Los minerales que presentan temperatura de inversión se ven afectados por impurezas y presión del sistema, ejemplo: la argentita isométrica es estable a temperatura por encima de 180oC e invierte a acantita a baja temperatura.

D.- Inclusiones Líquidas. Al calentar los minerales en cavidades se puede indicar la temperatura de formación.- Si la cavidad de la inclusión o vacuola esta más de la mitad llena de líquido a la

temperatura ambiente, el fluido originario del mineral, es una solución hidrotermal. - Si más de la mitad de la inclusión es gaseosa = origen neumatolítico- Si se calienta el mineral y se determina la temperatura, a la cual el líquido de la

inclusión se dilata hasta llenar la vacuola = límite inferior de la temperatura de formación.

E.- Exsoluciones de minerales que son miscibles a temperaturas altas, pero que se separan al ascender éstas, ejemplo: calcopirita y bornita se separan a 475oC

F.- Sustituciones Iónicas, así: blenda con el 4% de FeS, indica 150oC8% de FeS, indica 300oC16% de FeS, indica 500oC

G.- Texturas, ejemplo textura oolítica coloforme indica condiciones superficiales de baja temperatura

Asociaciones Geoquímicas Mineralógicas

Durante el proceso de cristalización de los minerales, los elementos químicos forman familias u asociaciones (según su afinidad) geoquímicas, de acuerdo a las normas y principios fisicoquímicos que rigen el comportamiento de éstos y su intercambio iónico, ejemplos: Au – Ag, Pb – Zn – (Ag), Co – Ni- Bi – U, Sn – Ag – W – Bi, Sb – Hg – As – Se Factores que participan en la Formación de los Yacimientos

Tipo de magma, presencia de: gases, vapores, sólidos en solución, roca encajante, agua (vapor, agua magmática caliente, agua meteórica fría, agua de mar, agua subterránea), la profundidad, tipo de temperatura, la presión, cercanía a la superficie, atmósfera y presencia de organismos, entre otros.

No existen dos depósitos iguales, pueden diferir en:- Composición Mineralógica- Asociación Geoquímica- Textura- Contenido (en ppm, en %, en gr/ton)- Forma- Volumen- Tipo y Participación de Procesos

Según Schneideröhn (1955), los depósitos según el ambiente geológicos, se clasifican en:

A. Rocas Magmáticas 1. Magmatismo Intrusivo

I. Rocas Intrusivas y Depósitos de líquido magmáticoI – II. Líquido Magmático – NeumatolíticoII. Depósitos Neumatolíticos

a. Diques Pegmatíticosb. Vetas Neumatolíticas e Impregnacionesc. Reemplazamiento Neumatolítico de Contacto

II – III. Neumatolítico Hidrotermal III. Depósitos Hidrotermales

a. Asociación de Au – Agb. Asociación de pirita – cobrec. Asociación de Pb – Ag – Znd. Asociación de Ag – Co – Ni – Bi – Ue. Asociación de Sn - Ag – W – Bif. Asociación de Sb – Hg – As – Seg. Asociación sin sulfurosh. Asociación de Minerales no Metálicos

3. Magmatismo ExtrusivoI. Extrusivo HidrotermalII. Depósitos Exhalativos

B. Rocas Sedimentarias 1. Oxidación y Enriquecimiento Supergénico 2. Placeres

3. Residual4. Bioquímico – inorgánico5. Sales6. Combustibles7. Depósitos de aguas superficiales connatas

C. Rocas Metamórficas1. Metamorfismo de Contacto Térmico2. Rocas metamórficas3. Depósitos metálicos metamorfoseados4. Depósitos metamórficos formados raramente

De otro lado, Lindgren presenta la siguiente clasificación de los depósitos minerales, modificada por Guilbert y Park (1986)

I. Depósitos generados por procesos de concentración química, con variación de la presión y la temperatura

A. En magmas, por procesos de diferenciación 1. Segregación magmática, inyección, intrusión máfica estratificada. Temperatura de 700 – 1500oC, presión muy alta 2. Carbonatitas, Kimberlitas. Temperatura 700 – 1500oC, presión muy alta 3. Anortositas, Gabros. Temperatura 700 – 1500oC, presión muy alta 4. Pegmatitas, temperaturas alta y moderada, presión alta 5. Depósitos Metálicos, tipo pórfido, temperatura y presión moderada

B. En Cuerpos Rocosos 1. Concentración realizada por la introducción de componentes epigenéticos. a. El origen es dependiente de la erupción de las rocas 1). Volcanogénico Subaéreo, asociado a pilas volcánicas, temperaturas de 100 a 1200oC, presión atmosférica a moderada 2). Sublimados – fumarolas, temperatura 100 a 600oC, presión atmosférica b. El origen es dependiente de los fluidos hidrotermales ascendentes, de origen magmático o meteórico 1). Depósitos de metales básicos. Temperatura 200- 800oC, presión moderada 2). Vetas cordilleranas, poca a media profundidad 3). Ignea metamórfica, temperatura 300 – 800oC, presión baja a moderada 4). Depósitos epitermales, temperatura de 50 –300oC, presión baja profundidad somera a intermedia c. El origen dependiente de solución y movilización, de aguas meteóricas circulando 1). Depósitos valle de Mississipi. Temperatura 25-200oC, baja presión 2). Depósitos de Uranio del oeste americano, temperatura 25-75oC, presión baja d. Origen dependiente de circulación de aguas marinas 1). Depósitos de corteza oceánica. Fumarolas, Mar Rojo. Temperatura entre 25-350oC, baja presión 2). Exhalativos volcánicos en parte 2. Por concentración de sustancias contenidas en el propio cuerpo geológico, epigenético o singenético a. Concentración por metamorfismo regional y dinámico. Temperatura 25-600oC, presión alta b. Concentración por la circulación de aguas subterráneas profundas. Temperatura 0-150oC, presión moderada 1). Uranio de Atabasca c. Concentración por la descomposición y meteorización residual de rocas próximas a superficie. Temperatura 25-50oC, presión atmosférica

C. En Cuerpos Rocosos, Singenéticos 1. Volcanogénicos, asociados con fuentes termales ligadas a volcanismo. Temperatura 25-350oC, presión de la hidrosfera, depósitos de corteza oceánica

a. Sulfuros masivos b. Nódulos de manganeso Mn-Ni-Cu

2. Volcanogénico, termales asociados con sedimentos. Temperatura 25-75oC, presión de la hidrosfera a. Lutitas receptoras 3. Por interacción de soluciones. Temperatura 0-70oC, presión baja

a. Reacciones inorgánicasb. Reacciones orgánicas

4. Por evaporación de los solventesa. En evaporitas. Temperatura 25-75oC, presión baja-atmosférica

5. Por sedimentación química. Temperatura 25-75oC, presión bajaa. Metales básicosb. Fosfatos

II. Depósitos producidos por procesos de concentración mecánica. Temperatura y presión baja –superficial

1. Placeres aluviales 2. Placeres marinos

III. Depósitos generados por impacto de meteoritos

Procesos de Formación de los Depósitos Minerales

- Precipitación de soluciones, silicatos fundidos por precipitación de magma- Reacciones entre: líquidos, entre líquidos y sólidos, entre gas y líquido, entre gas y

sólido.- Por bacterias

Los procesos asociados a la metalogenia son los siguientes: 1. Cristalización Directa del Magma – Concentración Magmática: Constituyen

minerales y componentes de las rocas ígneas, ejemplo: vetas auríferas. 2. Procesos Hidrotermales:

a. Relleno, precipitación y posterior cristalización de soluciones metalíferas en orificios y en espacios vacíos de la roca b. Reemplazamiento

3. Exhalación y Volcanismo Marino, ejemplo: depósitos de manganeso 4. Sublimación, ejemplo: depósitos de azufre en zonas volcánicas5. Metamorfismo 6. Metasomatismo de Contacto - Reemplazamiento o Metasomasis, ejemplo:

metasomatismo por la presencia de un cuerpo intrusivo en contacto con calizas7. Procesos Sedimentarios, ejemplo: depósitos de hierro y depósitos

estratoconfinados

8. Meteorización Residual, ejemplo lateritas, bauxitas, magnesitas y Enriquecimiento Supergénico

9. Concentración por Meteorización Mecánica, ejemplo: placeres 10.Evaporación, ejemplo: formación de depósitos de sal11.Procesos Bacterianos, ejemplo: depósitos de hierro en medios euxínicos.

CAPITULO I. PROCESO DE CRISTALIZACION DIRECTA DEL MAGMA

El magma es la fuente directa de la mayoría de los depósitos minerales hipogénicos, es decir profundidad. Por lo tanto, en los procesos de cristalización del magma se presentan yacimientos minerales asociados. El proceso es el siguiente:

La Cristalización, Diferenciación y Agrupación en agregados cristalinos minerales ó líquidos en fusión, antes de la consolidación, originan Minerales de Óxidos y Sulfuros Magmáticos

La continua cristalización del magma genera un residuo acuoso, cargado de volátiles, metales y otros constituyentes

Cuando la consolidación es completa, o casi completa, éste residuo acuoso, móvil y no viscoso es expelido en forma de fluidos mineralizantes hidrotermales que forman depósitos minerales. De donde:

La progresiva diferenciación de un magma silicio origina un líquido alcalino residual que se enriquece en volátiles y metales, de la siguiente manera:

a. Si la consolidación es en la superficie, los volátiles se desprenden por ebullición del líquido residual, en forma de gases. Por lo tanto no se forma depósito mineral

b. Si la P exterior es > P del vapor del líquido residual No hay fase de vapor. Por lo tanto, no se forma mineralización o ésta es incipiente c. En condiciones profundas, P y T altas, la fase de vapor es parte del magma, que al cristalizar se origina un Depósito Mineral Económico

Los Procesos Magmáticos (profundos) para formar Depósitos, son:

A. Segregación: Diferenciación y acumulación de contenido mineral que cristaliza in situ, de forma lenticular, cordones, racimos – cúmulos y de volumen pequeño, ejemplo: cromita y platinoides de Bushveld en un ambiente geológico de rocas ultramáficas y pegmatitas, en rocas félsicas.

Predominan los silicatos intercrecidos con minerales metálicos del tipo sulfuros: calcopirita, pirrotita, pentlandita; del tipo óxidos: cromita, magnetita, ilmenita, corindón, rutilo; arseniuros: nicolita y esperrilita; minerales preciosos: platinoides y diamantes. No se presentan ni sulfatos, ni carbonatos.

B. Inyección: Diferenciación e inyección en fisuras, después de cristalizada la roca de caja, la mineralización corta la roca y es posterior a la cristalización de los silicatos,

ejemplo: pegmatitas. Ambiente geológico: rocas félsicas e intermedias, rocas básicas.

C. Diseminación: Los cristales están diseminados, dispersos en el magma, el cual genera una roca granuda. Los cristales se forman en la cámara magmática y aumentan antes de la cristalización final. El volumen del depósito es grande, Ejemplo Chimeneas. Ambiente geológico: Rocas Porfídicas

1.1 Yacimientos Magmáticos Asociados a Rocas Igneas de Composición Ultramáfica – Máfica

Los depósitos minerales asociados a rocas de composición ultrabásica, en varias ocasiones serpentizadas, hasta rocas básicas de composición gabro, con preferencia por las primeras, la cristalización se origina en un ambiente de geosinclinales y de plataforma estable tectónicamente.

Los depósitos están asociados a varios grupos de rocas magmáticas: dos de ellas pertenecientes a geosinclinales y cuatro a plataformas estables:

1. En los ambientes de geosinclinales son típicas:- Rocas peridotíticas con yacimientos magmáticos tempranos y tardíos de cromititas y

algunos platinoides (osmio, iridio). - Presencia de gabro – piroxenita – dunita con yacimientos magmáticos tardíos de

titanomagnetita y los platinoides platino y paladio.

2. De otro lado, en las plataformas estables se originaron: - Rocas ultramáficas y básicas con yacimientos magmáticos sulfuros de licuación de

menas de cobre y níquel. - Rocas ultramáficas formadoras de diatremas de kimberlita diamantífera. - Rocas ultramáficas alcalinas con yacimientos magmáticos de carbonatitas. - Rocas alcalinas con yacimientos magmáticos tardíos de menas de tierras raras de

tantalio y niobio, apatito y menas magnetítico-apatíticos. Se presentan varios minerales de características metálicas: diamante, cromita, platinoides y sulfuros. También minerales con características no metálicas: asbesto, magnesita y talco.

Los yacimientos magmáticos tempranos se caracterizan por el idiomorfismo de los minerales metálicos, cementados por silicatos petrográficos que se separan más tarde. Son comunes grandes masas rocosas mineralizadas con bajo contenido de minerales de interés económico. Los de mayor importancia son los yacimientos primarios de diamantes.

Entre ellos se presentan zonas de diseminación y acumulaciones de cromititas en forma de rosario (schlieren) y cromititas acompañadas por platinoides

CROMITAMineral Metálico

La cromita proviene del griego Khroma, color, la mena de cromita es un óxido de cromo (Fe, Mg)Cr2O4, La dureza es 5.5 y el color es negro, fractura concoidea, brillo submetálico a craso, sistema cúbico, no presenta clivaje.

Se utiliza para cromar, en aleaciones de hierro y níquel, para darle resistencia a la corrosión, infusibilidad y tenacidad, en la industria de los refractarios, en la tecnología química y como colorante. En la industria y el comercio se distinguen: el grado metalúrgico, el grado refractario y el grado químico.

La asociación es con olivino (Mg,Fe)2 (SiO2), magnetita (Fe3O)4 y piroxenos. El origen es el siguiente:

- Presencia de cúmulos ígneos y capas de cromita, asociadas a rocas ígneas estratificadas, como resultado de la cristalización in situ en el piso, techo ó en las paredes de la cámara magmática (McBirney and Noyes, 1979). La presencia de olivino, plagioclasa y piroxenos son indicativos de minerales cúmulos en las rocas máficas.

- Segregación magmática, formada a partir de la precipitación y acumulación de cromita en magmas ultramáficos y máficos. Las menas son generalmente lenticulares y de volumen relativamente pequeño, Por lo común, son lentejones aislados, cordiformes y en racimos, pocas veces en capas en la roca huésped.

Por lo anterior, los depósitos de cromita, de platinoides y sulfuros asociados, son exclusivos de rocas máficas y ultramáficas, estables en las rocas serpentínicas y además por su alto peso especifico se encuentra en los placeres.

La presentación de los depósitos es en forma de intrusiones estratificadas e intrusiones tipo alpino:

1.1.1 INTRUSIONES ESTRATIFICADASDepósito Magmático, mineral metálico,

Estratos- paquetes de rocas ultramáficas – máficas de los Complejos Ígneos Estratificados, generados en un ambiente de plataforma estable, asociados a focos calientes del manto. Las rocas asociadas son intrusivas plutónicas, de composición

peridotitas, en la base granófidos hasta gabros en el techo, de edad Paleozoico Inferior a Precámbricas.

Los depósitos presentan una forma desde un sartén hasta un cono muy cerrado, bandeados como resultado de la diferenciación magmática “in situ”; depósitos de gran regularidad vertical y amplia extensión lateral, intercalados con rocas ultramáficas de composición dunitas, piroxenitas, harzburgita y lherzolitas.

La presencia de cromita es en bandas individuales, que varían desde pocos centímetros hasta 1.5 m de espesor, y se extienden por cientos de metros y kilómetros. Se pueden medir columnas estratificadas y correlacionarlas entre sí. Las mayores reservas (98%) de cromita se presentan en los depósitos del tipo estratificado, tales como:

- Complejo de Bushveld de Transvaal, Sur Africa- El Gran Dique de Rodesia, África- El Complejo Stillwater de Montana, USA- Kemi al norte de Finlandia- Selukwe en Zimbabwe- Skaergaard de Groenlandia en rocas Terciarias- Bird River en Manitoba- Campo Formoso y Jacurici en Brasil

COMPLEJO DE BUSHVELD, Sur ÁfricaCristalización Magmática

Lopolito en un área de 67.000 Km2, que penetró capas potentes de cuarcitas y rocas efusivas del sistema de Transvaal en el proterozoico, sistema constituido por lavas andesíticas, cuarcitas, dolomitas, lutitas, rocas ferrícas arcillosas y bandeadas, entre otras.

La penetración se presentó en el momento de máxima acumulación de sedimentos y de flexión de un gran pliegue sinclinal de plataforma, la forma del cuerpo es de sartén – lobulada, el espesor es de cerca de 8 Km en la parte central. La fase plutónica principal ha sido dividida, arbitrariamente, en cinco zonas del techo a la base, donde se presenta el estrato principal de cromita y platinoides, el Banco Merensky (Merensky Reef) y la banda principal de magnetita.

De éstas capas ó zonas, la Zona Crítica es el tramo de interés económico, definido como la sucesión estratificada de dunitas con cromoespinelas, a veces platiníferas, entre la banda de cromita en la base y el Banco Merensky (constituido por norita dialágica con intercalaciones de cromita y acumulaciones de sulfuros de hierro, de níquel y de cobre, platino y paladio) en el techo. Los principales minerales de interés

económico son: óxidos de cromita, magnetita, ilmenita, casiterita, rutilo, platinoides y los sulfuros: pirrotita, pentlandita, calcopirita, pirita y cubanita.

La secuencia del techo a la base es la siguiente:

1. Zona Superior: presencia de gabro -diorita, troctolita, ferrodiorita, anortosita, de 2.000 m de potencia. Acá se presenta la banda principal de magnetita

2. Zona Principal: presencia de gabro, anortosita, norita, de 3.500 m de potencia. Banco Merensky en el tramo de transición ó continuación a la siguiente zona.

3. Zona Crítica: Noritas con intercalaciones de piroxenita y anortosita, de 1.000 m de potencia. Banda de cromitita principal, dispuesta en fajas paralelas a la seudoestratificación de las rocas. Presencia de platinoides, sulfuros de cobre y minerales niquelíferos.

4. Zona Basal: presencia de piroxenita, harzburgita, norita, de 1.500 m de potencia, y bandas de cromitita secundarias

5. Zona de enfriamiento: presencia de diabasa y norita marginal de 350 m de potencia

Según Willense (1964) la historia geológica del área es la siguiente:

- Depositación del sistema Transvaal (cuarcitas, lutitas, dolomitas, chert, entre otras)- Una fase de diabasas inyectadas en forma de silos, en la serie de Pretoria (parte

final del Sistema Transvaal).

- Una fase epicorteza que involucra extrusiones e inyecciones de felsitas, granófidos y rocas relacionadas.

- La fase plutónica principal en la cual se inyectan y diferencian las rocas ultramáficas, máficas, dioritas y granodioritas

- Una fase plutónica tardía durante la cual se intruye el granito de Bushveld.

1.1.2 INTRUSIONES TIPO ALPINODepósitos Magmáticos

Las rocas asociadas son intrusivas, plutónicas, de composición que varía desde dunita hasta gabro, de edad principalmente Cretácea o más joven, relacionadas a secuencias ofiolíticas. Eventualmente las intrusiones están asociadas a lavas basálticas y andesíticas.

La forma de los depósitos es de vaina (podiforme), alargados, tabular, masas irregulares, capas acumuladas, que se presentan en forma de racimos de tamaño variable. La estructura es masiva a diseminada, nodular y orbicular.

Los depósitos están asociados a zonas de fallamiento regional de sobreescurrimiento, dispuestos en capas individuales de mínimo espesor, de tamaño centimétrico. Las mineralizaciones de cromita, de tipo Alpino, están asociadas a fajas de serpentina, el contenido de MgO es alto y el contenido de Al2O3 es bajo.

Las menas de cromita podiforme se originan a partir de una deformación de la dunita, durante el cizallamiento, con una nueva textura cumulada debido a procesos de segregación magmática. La cromita se origina en la cámara de convección en forma de venas y diques que cortan la roca dunitica serpentinizada. El colapso de granos de cromita cumulada y de nódulos se forman a los lados de la cámara magmática. Luego las vainas y los lentes de harzburgita obtienen su forma diagnóstica como resultado de la deformación dúctil subsólida a hipersólida debido a la convección del manto.

La cromita se forma en la etapa de diferenciación magmática primaria a partir del fraccionamiento cristalino de olivino y cromo-espinela del líquido basáltico en un centro de expansión oceánica:

a. Como lentes o vainas masivas a diseminadas de cromo-espinela rodeadas por una envoltura de dunita dentro de un manto agotado de harzburgita

b. Como cuerpos masivos a diseminados en dunita, en la base de la sección plutónica cortical

La cromita es un mineral accesorio y común en la mayoría de las rocas ultramáficas, granos individuales, dispersos, en franjas discontinuas que concuerdan con el bandeamiento, la forma de los depósitos es diversa: forma tubular, cónica, de bolsas, de tachuela, entre otras, distribuidas al azar.

Mineralizaciones de Cromita Podiforme. La inyección de los cuerpos podiformes ocurre en ambientes inestables tectónicamente, asociadas a rocas ultramáficas serpentinizadas en complejos ofiolíticos.

OFIOLITAS: Conjunto de rocas máficas y ultramáficas con rasgos petrológicos y sísmicos similares a zonas de corteza oceánica inferior y material proveniente del manto superior en terrenos oceánicos de acreción, escamas incorporadas al continente, las rocas son típicas de cinturones orogénicos, asociadas íntimamente a sistemas de paleosuturas reactivadas. El magmatismo de las ofiolítas ocurre en centros de expansión y la cámara magmática está sometida a tectonismo durante su evolución, por lo tanto los minerales cumulados pueden adquirir estructuras de flujo o desmembración. Los depósitos más conocidos son del tipo podiforme (Thayer, 1964) que adquieren distintas formas por la deformación de la dunita y harzburgita durante el cizallamiento. Se conocen las ofiolitas de: Mirdita – Albania, Tiébaghi y Massif du Sud en Nueva Caledonia, Acoje y Masinloc-Coto en Zamabales, Luzón – Filipinas, Batamshinsk, Stepninsk y Tagashaisai en los Urales meridionales-Rusia, minas de Xerolivado y

Skoumtsa en Vourinos-Grecia, Semail en Omán, Luobusa, Donqiao, Sartohay, Yushi, Solun, Wudu y Hegenshan en China.

Hacen parte de las intrusiones tipo Alpino las Intrusiones Tipo Alaska, que consisten en:

Intrusiones concéntricas zonadas con dunitas o clinopiroxenitas en el centro (que contienen olivino, hornblenda y magnetita) y sedimentos, cornubianas y rocas básicas hacia los bordes. Siempre existe una aureola de metamorfismo de contacto. La asociación Cr-Pt-Fe presentan textura cúmulos/intercúmulos, propios de una cristalización de ambiente magmático.

Los depósitos de éste tipo, más conocidos son:

Tulameen (British Columbia, Alaska), Urales, Fifield (New Soth Wales, Australia). En Colombia se presentan en el Alto Condoto y en La Cristalina, cordillera Occidental, Chocó – Antioquia.

De otro lado, Relacionadas con ambientes geológicos tipo Alpino (rocas de composición dunitas, peridotitas serpentinizadas, entre otras) se presentan depósitos de cromita podiforme, depósitos de asbesto (por metamorfismo), depósitos de níquel, cobre, cobalto y depósitos de lateritas ferroniquelíferas y magnesio, sí éstos últimos se exponen a la meteorización. En el techo de las ofiolítas, bajo la presencia de rocas máficas principalmente, se encuentran depósitos de sulfuros masivos. Las mineralizaciones de cromita asociadas a cinturones de complejos ofiolíticos, se presentan en las siguientes regiones:

- Montes Urales – Rusia- SE de Cuba- Cinturón Himalayo – Alpino desde Yugoeslavia, Grecia, Turquía y Pakistán- Complejo de Troods en Chipre- Filipinas- Nueva Caledonia – Australia

Depósitos y Prospectos de Cromita en Colombia

En Colombia existen tres fajas de ofiolitas (Alvarez, 1983 y 1985), son: cinturón ofiolítico del sistema tectónico Cauca Romeral, el cinturón ofiolítico del flanco occidental de la cordillera Occidental y el cinturón ofiolítico del Caribe. En el primero de ellos, se presenta las minas de Patio Bonito (mina explotada), en Santa Elena - NE de Medellín y Ceresales -Bello. En el segundo se presenta la manifestación mineral de Viravira – Río Condoto –Chocó. En el tercero se encuentra la manifestación de Parachi- Guajira. De otro lado se conoce un prospecto de cromita, denominado La Cristalina en Urrao-Antioquia.

En el mundo se presentan ofiolitas en: Shetland (Inglaterra), Vourino, Troods (Chipre), Bobaris (Borneo–Indonesia), Zambales (Luzon–Filipinas). Depósitos típicos de cromita en el mundo, son los siguientes:

B1. Cromita del Complejo Vourinos – Grecia. Cuerpos pequeños en forma de tubos o cilindros expuestos en una secuencia ofiolítica, constituida por: gabros, doleritas, lavas con estructura almohadillada, dunitas, peridotitas, piroxenitas con fuerte serpentinización. Además de cromita se encuentra magnesita, olivino, menas niquelíferas con hierro, cromo y depósitos de crisotilo.

De techo a base, el complejo se ha dividido en:

- Zona Superior: gabro, dolerita, dialagita y lavas almohadilladas- Zona Intermedia: piroxenitas y dunitas que contienen cromita con textura Schlieren,

forma de rosario.- Zona Basal: dunita y harzburgita con cromita.

Las dos áreas que forman el complejo de Vourinos son:

B1.1. Cromita de Voidolakkos. Presencia de cromita podiforme en harzburgita, dunitas y peridotitas, inyección de dunita tardía y local, que penetró el magma semiconsolidado durante el proceso de diferenciación.

B1.2. Cromita de Xerolivado. Cromita en lentes tabulares en duníticas serpentinizadas, con típica textura Schlieren que consiste en cordones y rosarios de cromita que forman bandas de espesor milimétrico – centimétrico en la roca de caja.

B.2. Cromita de Santa Elena (Medellín) y Ceresales (Bello). cuerpo lenticular en forma de tachuela en rocas ultramáficas serpentinizadas, encajadas éstas en anfibolitas y rocas metamórficas del Grupo Ayurá – Montebello. La mineralización era en bandas finas y diseminada, siguiendo la foliación del cuerpo. En la segunda localidad Ceresales se presentan cuerpos podiformes de cromita.

PLATINOIDESDepósito Magmático, minerales metálicos

El ambiente geológico está constituido por rocas ultramáficas y máficas, cinturones de rocas verdes (flujos de lava basáltica), pegmatitas en cinturones estratificados, y eventualmente nódulos de manganeso de fondos oceánicos, stocks de pórfidos cupríferos y placeres aluviales.

A éste grupo pertenecen seis minerales: platino, paladio, osmio, iridio, rodio y rutenio, presentes en estado nativo y pocas veces en compuesto (PtAs2, esperrilita): los

yacimientos se forman por acumulaciones de cromoespinelas en rocas ultrabásicas, de génesis magmática tardía. Es común que el platino y el paladio estén asociados a las dunitas que representan los diferenciados extremos de la formación de gabro, mientras que el osmio y el iridio se hallan asociados a las rocas ultramáficas de la formación de peridotitas (Smirnov, 1982). La mineralogía de interés económico se compone de:

- Sulfuros de Ru (rutenio), Os (osmio) e inclusiones de cromita. - Aleaciones de Ru, Os, Ir (iridio) y composiciones de S, As, AsS, Ir, Pt, Pd (paladio) y

Rh (rodio) en una matriz de cromitita. Presencia de Pt, Pd, S, As, AsS, Te y Bi- Aleaciones de Ferroplatino, Pt – Fe

Los depósitos más conocidos en el mundo para platinoides, incluyendo cromitita, son los siguientes:

A. Bushveld, Sur Africa. Los platinoides están asociados con cromita, en la zona Merensky Reef, en noritas y piroxenitas. Los minerales son Laurita (RuS2), platarsita (PtAsS), PtFe, cooperita (PtS) y braggita (Pt, Pd)S.

B. Stillwater. Es un complejo estratificado donde se presentan peridotitas que contienen cromitita, platinoides y sulfuros. Los platinoides se encuentran en el horizonte cromitítico de J-M Reef, donde se presentan aleaciones de Pd-Au, Pt –Fe, braggita, cooperita (PtS), esperrilita (PtAs2), moncheita (Pt, Pd) (TeBi)2, Kotulskita Pd (Te, Bi), stillwaterita (Pd,Pt)8(AsS)3, isoferroplatino (Pt3Fe), laurita (RuS).

C. Sudbury, Canadá. Mineralización de sulfuros (pirrotina, pentlandita, calcopirita, pirita y cubanita) asociados a platinoides en rocas de composición norita y micropegmatita. Los minerales son: sperrylita (PtAs2), moncheita, Pd nativo, michenerita (PdBiTe) y froodita (PdBi2).

D. Acoji, Zambales – Filipinas. Mineralización de sulfuros en dunitas y harzburgitas serpentinizadas con presencia de Pt-Pd-(Ni-Cu)-Te-Bi-S-As

1.2.1 Monte Maggiore, Córcega. Clinopiroxenitas y lherzolitas con sulfuros y aleaciones de Pt-Fe y Os-Ir

Prospectos en Colombia

La zona potencial para platinoides en Colombia son cuerpos intrusivos ultramáficos que afloran a lo largo del flanco oeste de la cordillera Occidental de Colombia, rocas de composición dunitas, werlitas y lherzolitas, como posibles fuentes primarias de platinoides en la región. En la cuenca del río Condoto y Alto Condoto–Chocó, se hicieron estudios de prospección mineral, con resultados ligeramente positivos.

TITANOMAGNETITADepósito Magmático, mineral metálico

Yacimientos localizados en el interior de los macizos diferenciados de rocas básicas, asociados a la formación de gabro-piroxenita-dunita del estadio temprano del ciclo geosinclinal del precámbrico.

Según Mályshev (en Sminorv, 1982) los yacimientos se separan en dos grupos:

a. En anortositas y gabro-anortositas con poca cantidad de ilmenita, magnetita-ilmenita, hematita-ilmenita y a veces rutilo-ilmenita b. En gabros y rocas gabro-noríticas con menas de ilmenita-magnetita.

La forma de los yacimientos es de lentes, bolsas, diseminación, forma de schlieren y cintas irregulares. La mineralogía es: rutilo, ilmenita y titanomagnetita que forman concreciones de ilmenita, magnetita, rutilo (anatasa, brookita) y sulfuros. La textura es maciza, bandeada, jaspeada y diseminada.

Los depósitos más conocidos Kachkanar y Kusinsk en los Urales, en la península de Kola, Carelia, en Gornaya Soria y en los Sayanes Orientales de Rusia, en Sur Africa, Canadá, USA, India, Noruega y Suecia.

SULFUROS de PGE y la Asociación Cu – Ni – Fe

Depósito Magmático, minerales metálicos

Ambiente geológico dominado por rocas gabroides, con desarrollo de rocas pegmatoides de grano grueso. Los yacimientos típicos de licuación se forman solamente en plataformas antiguas del precámbrico y son condicionados por su activación tectónico-magmática durante las etapas orogénicas del proterozoico (escudos Báltico y Canadiense, relacionados con cuerpos hipoabisales de magmas gabroicos.

Los sulfuros están presentes en fases cumuladas de alta temperatura (cromita y olivino) en discordancias locales conocidas como potholes.

Las mineralizaciones dominantes de sulfuros de cobre y níquel se presentan en subcapas, en diques y en bandas máficas de la zona basal. Los contenidos de níquel se presentan como silicato de níquel (garnierita), millerita, niquelina; arseniuros y sulfoarseniuros, además de: pirrotina, pentlandita, calcopirita, bornita, calcosina, marcasita, cubanita, molibdenita, galena, magnetita y trazas de oro y platinoides.

Los estadios que participan en el desarrollo son: efusión de lavas y formación de capas de rocas volcanogénicas y volcanosedimentarias. Penetración de intrusiones estratificadas. Penetración de diques de composición básica y cristalización de cuerpos minerales.

Los cuerpos minerales se dividen en: yacimientos colgantes estratificados de menas diseminados, yacimientos estratificados y lenticulares de menas de schlieren y macizas del fondo vetiformes y diseminadas que penetran las rocas, lentes y menas brechadas de contacto y filones.

Los procesos de alteración hidrotermal están relacionados con serpentinización, anfibolización, cloritización, talquización y carbonatación que generan aureolas alrededor de la mineralización.

Los depósitos más conocidos se presentan en Krasnoyarsk, Moncha-Tundra y Pechenga en la península de Kola – Rusia; Sudbury, Tompson, Mystery Lake en Canadá; Stillwater; Insizwa en Africa del Sur y Sechuán en China.

A. Kambalda, Australia. Depósito mineral presente en una zona de contacto entre una roca ultramáfica, en la base de una komatiíta, y un metabasalto.

B. Sudbury, Ontario – Canadá. Depresión elíptica de 60 Km de longitud por 30 Km de ancho, constituida por:

- Capa Superior: presencia de una micropegmatita- Capa Intermedia: presencia de un gabro norítico- Capa Inferior: presencia de una norita básica, con intrusión de un cuerpo de

peridotita.

Al exterior, en la cuenca, las rocas huésped son: granitos, neises y lavas volcánicas.

KIMBERLITASDepósito Magmático, mineral metálico

Petrográficamente la kimberlita es una roca ultrabásica de estructura porfídica.

En las chimeneas diamantíferas por lo común están llenas de brecha eruptiva cementada por kimberlita, donde se distinguen xenolitos con fragmentos de rocas ajenas al sistema (anfibolitas, neis, esquistos, areniscas, calizas y carbones) y rocas afines (rocas olivínicas y eclogitas).

Los depósitos diamantíferos están relacionados con kimberlitas propias de antiguas plataformas activadas por sistemas tectónicos, ejemplos: Yakutia en Siberia-Rusia, la cuenca del Congo, Galconda en la India, isla de Kalimantán en Nuevo Gales – Australia, Sur África, Zaire y Botswana. La mineralización llena las cavidades cilíndricas

u ovaladas de buzamiento abrupto, formando cuerpos tubulares; con frecuencia se agrupan en cadenas alargadas que siguen la línea de contacto de las zonas de depresión y elevaciones locales en la plataforma.

La presentación de los diamantes varía desde cristales, detritos hasta inclusiones en olivino, diópsido y granate. Durante la desagregación superficial de las chimeneas kimberlíticas diamantíferas en depósitos de placer se genera una asociación de olivino, piropo, picroilmenita y cromo diópsido que es una guía para la búsqueda de éstos yacimientos.

No todas las chimeneas kimberlíticas son diamantíferas, algunas presentan diamantes desde 1 hasta 3% y la distribución en el interior de las chimeneas es uniforme, con tendencia a la disminución a profundidad. Generalmente, éstas de caracterizan por bajo contenido en minerales de titanio, alúmina y alto contenido de cromo en piropo y cromodiópsido (Dobretsov en Smirnov, 1982).

La génesis de los diamantes en las kimberlitas, según Williams en Sminorv (1982), consiste en:

- Los diamantes se formaron como resultado de la asimilación de rocas carboníferas por el magma kimberlítico

- Los diamantes fueron traídos por las kimberlitas desde sectores profundos de la envoltura terrestre, junto con las eclogitas

- Los diamantes se cristalizaron en el interior del magma kimberlítico, como sus minerales primarios, a profundidades mayores a 100 Km, que ascendió a través de fallas y deformaciones tectónicas.

Prospectos de Diamantes en Colombia

Las zonas promisorias en Colombia son: Los Llanos Orientales, donde se presenta la Formación Roraima del Precámbrico, con manifestaciones minerales en Venezuela y Colombia, y rocas asociadas al Escudo Guayanés.

1.1.2 Yacimientos Magmáticos Asociados a Rocas Igneas de Composición Ultramáfica – Máfica Alcalinas

Los complejos magmáticos ultramáficos alcalinos que contienen carbonatítas se forman por la intrusión del magma ultramáfico que pasa por una serie de rocas ultrabásicas alcalinas hasta rocas alcalinas que tienen relación genética con los esfuerzos que surgen en el proceso de evolución de los focos magmáticos. Los depósitos se forman en estructuras geológicas que controlan los stocks y diques cónicos que buzan hacia el centro del macizo, diques anulares que buzan desde el centro del macizo y diques radiales.

CARBONATITASDepósito Magmático, minerales no metálicos

Se denominan carbonatitas las acumulaciones endógenas de calcita, dolomita y carbonatos asociados espacial y genéticamente a los cuerpos intrusivos complejos de composición ultrabásica alcalina. Constituyen menas de niobio, tierras raras, apatito, circonio, tantalio, estroncio y a veces magnetita, flogopita y vermiculita.

Las carbonatitas contienen 80 – 99% de carbonato, las más comunes son las carbonatitas cálcicas, pocas veces dolomíticas y menos sideríticas manganíferas. El orden paragenético es calcita, dolomita, anquerita, entre los minerales accesorios flogopita, apatito y pirocloro.

La textura de las carbonatitas en su mayoría es maciza, a veces bandeada, nodular y plegada, la estructura es granular, con distinto grosor de los minerales integrantes. Son comunes contenidos altos de tantalio, niobio, tierras raras, magnetita, hematita, siderita, titanio, fluorita, flogopita, apatito, menas de cobre, plomo, zinc.

Las carbonatítas constituyen un grupo independiente de yacimientos endógenos y en el proceso de formación se separan cuatro estadios, relacionados a intrusiones ultrabásicas alcalinas de plataforma tipo central, con una estructura concéntrica central.

- Primero se forman las calcitas macrogranulares tempranas que contienen augita-diópsido, forsterita, biotita, apatita y magnetita. Son comunes titanio, circonio y esfena.

- En la segunda fase se presentan calcitas de grano medio que contienen diópsido en lugar de augita – diópsido y flogopita en lugar de biotita, además de los minerales de titanio y circonio son típicos tantalio, niobio, uranio y torio.

- En la tercera etapa se separa un agregado cálcico-dolomítico microgranular que contiene silicatos hidróxilos, anfíbol alcalino, serpentina y talco.

- En el cuarto estadio se forman masas microgranulares de composición dolomítico – anquerítica con siderita, egirina, clorita, epidota, a veces albita, grosularia, sulfuros y minerales de tierras raras.

El ambiente geológico se caracteriza por cuatro tipos de rocas:

1) Rocas ultrabásicas tempranas, dunitas, peridotitas, piroxénitas y piroxénitas alcalinas.

2) Rocas alcalinas ulteriores, sienitas alcalinas y sienitas nefelínicas3) Aureolas de contacto encajantes en rocas ácidas sometidas a metasomatismo

alcalino y convertidas en fenitas

4) Carbonatítas, acompañadas de diques pegmatíticos, y diques porfiríticos picríticos.

Los yacimientos carbonatíticos constituyen stocks y diques de distintas dimensiones, que presentan contactos tajantes con las rocas encajantes. La edad es prePaleozoicas. Actualmente se conocen en la plataforma siberiana, africana, sudamericana, norteamericana, India y Australiana.

La relación genética con otros depósitos es con los yacimientos magmáticos de diamantes en las kimberlitas, localizados al igual que las carbonatitas, a lo largo de las grandes fallas en los cuerpos de las plataformas antiguas.

Prospectos de Tierras Raras en Colombia

Los ambientes geológicos en Colombia para encontrar minerales (Nb, Ta y REE) en carbonatitas, son: la región del Araracuara (Meta-Vichada, Caquetá y Amazonas) y la región de Vichada, donde se localizan sienitas nefelínicas y el Complejo Granítico de Parguaza.

APATITO Y MAGNETITA

Depósito Magmático, mineral no metálico y mineral metálico

Yacimientos poco comunes asociados a magmas cinéticos. Los cuerpos mineralizados presentan forma de filones y los lentes de menas suelen estar asociados al área de contacto de las rocas hipoabisales alcalinas o hallarse situados entre sus variedades que son los productos de la penetración sucesiva de cuerpos intrusivos complejos. Dichos cuerpos están cortados por diques de pórfidos graníticos, granitófidos, aplitas, sienitas y pegmatitas.

La mena de apatito es el producto de magmas tardíos, generados por diferenciación de la cristalización final de la fusión magmática alcalina y de su penetración a través de la fisura cónica de estratificación de rocas alcalinas típicas de plataforma. Una zona representativa de éstos yacimientos es Jibines y Kukisvumchorra – península de Kola, Rusia..

Los depósitos más conocidos son Kiirunavaara en Suecia Septentrional, Adirondacs en USA, Marcado y Durango en México, Algarrobo y Tiefo en Chile, Lebiázhinsk y Suroyamsk en los Urales, Markakulsk en Altai.

1.1.3 Yacimientos Magmáticos Asociados a Rocas Igneas Félsicas

La metalogenia relacionada a los cuerpos graníticos es el resultado de procesos metamórficos metasomáticos, incluyendo la mineralización hidrotermal, parte de los cuales es la formación del granito en sí, con sus fases de movilización y diferenciación.

La fase pegmatítica, aplítica ha sido interpretada como una fase de exudación relacionada al proceso de granitización (Augustithis, 1995). La asociación geoquímica típica es: B, Pb, Mn, Fe, As, Cu, Au, Ag, Nb, Ta, Li, Cs, Bi, Sn, W, U, S, presentes en turmalina, apatito, pirita, arsenopirita, calcopirita, bismuto, columbita, casiterita, wolframita y uraninita

PEGMATITAS

Depósitos Magmáticos, proceso de inyección, mineral no metálico

Para Kemp (1924), palabra derivada del griego que significa unido, cimentado, formando una estructura. Actualmente se reconoce como un granito gráfico. Es una textura que determina rocas con un intercrecimiento de cuarzo y feldespato (Hauy, 1910). La presentación común de los cuerpos mineralizados es tabular, lenticular alargados, continuos a lo largo de una dirección, de espesor más o menos constante, ramificados e irregulares, denominado Dique.

Delesse (1848, en Kemp, 1924) define pegmatita como una roca ígnea granítica.

Landes (1933) define como pegmatita una roca holocristalina, intrusiva, compuesta por minerales formadores de la roca que se divide en granos individuales presentes en las rocas ígneas félsicas.

Johns (1955), describe rocas holocristalinas, de grano grueso, con minerales propios de rocas ígneas comunes.

La roca encajante está asociada a cuerpos anatéxicos, granitoides y metamórfitas, de composición granitos de formas tabulares e irregulares, micaesquistos de forma lenticular y cuarcitas o neis de formas tabulares y ramificados. Normalmente presentan xenolitos, a veces asociados a intrusivos granitoides y muy raramente se presentan en una zona de transición de rocas. Las mayores reservas de pegmatitas son de edad que varía desde precámbrico, paleozoico hasta el mesozoico.

El tipo de estructura encajante son pliegues, fallas y eventualmente diaclasas y cizallas. El tamaño de los cuerpos pegmatíticos es muy variable, desde cms hasta 150 m de espesor y de apreciable longitud. La mayoría están relacionados con cuerpos intrusivos primarios y en varios casos relacionados a cuerpos que han sufrido metamórfismo profundo.

El feldespato comercial procede de diques pegmatíticos en granitos; la mayor parte de los cristales oscila entre milímetros, pocos centímetros hasta cinco y seis metros de longitud, excepcionalmente.

El feldespato de potasio, procede de ortosa y microclina, ya que al enfriarse, después de fundido, cristaliza completamente. El feldespato de potasio es más utilizado que el sódico – cálcico, ya que éste último no es utilizable en cerámica y vidrio. El uso común papel y vidrio

Mineralogía

Las pegmatítas son portadoras de feldespato y trazas de Bo, Ba, REE y Li. La variación de la mineralogía es la siguiente:

Granates ------- Mn esparsita – almandino

Nb ------- Ta Tantalita – Columbita

K ------- Na Albita – microclinafeldespato

Fe ------- Li Elbaita – dravita – chorlitaTurmalina

-- ------- Cs Morganita – agua marinaBerilo

K ------- Li Lepidolita – Moscovita mica

La variedad gemológica de la turmalina es elbaita o morganita:

La estructura de las pegmatítas anatéxicas y graníticas, es:

- Homogéneas y heterogéneas- Simples (no contienen REE) y complejas (contienen REE)- No diferenciados y diferenciados (zonados y no zonados)- Portadoras de REE

Modelos de Evolución de las Pegmatítas

2. Generes (1936), describe pegmatítas interiores, pegmatítas marginales y pegmatítas exteriores

3. Nedumov (1964), describe un zonamiento vertical y zonas de cristalización a partir de una inyección única y afirma que durante la cristalización se presenta una diferenciación de elementos.

4. Cerny (1982), describe pegmatítas estériles con plagioclasa – microclina, parcialmente biotita y chorlita.

Johnston Jr. (1945 y 1955b) y Cameron et al., 1949, separan las pegmatitas en cuatro zonas:

1. Zona Marginal, zona de borde. Zona espesa, granulometría más fina, zona de transición entre una roca encajante y los minerales pegmatíticos más interiores

2. Zona Mural, zona muro. Zona de granulometría más “grosera”, presenta un mayor espesor cuando se compara con una zona marginal, contiene cuarzo, plagioclasa, microclina, moscovita y biotita.

3. Zona Intermedia. Presencia de grandes cristales y de gran interés económico, contiene microclina, plagioclasa, cuarzo y moscovita.

4. Zona Núcleo. Zona que ocupa la parte central, contiene bolsas de gemas y minerales secundarios removidos.

Subdivisión Genética

Los yacimientos de minerales pegmatíticos se subdividen en las siguientes clases:

1. Pegmatítas Simples

Corresponden a rocas iniciales, así para las pegmatítas graníticas, los minerales son feldespato potásico – sódico, cuarzo, impurezas de moscovita, turmalina y granate. Presentan estructura gráfica o granítica y no muestran recristalización, metasomatismo o diferenciación zonal.

2. Pegmatítas Recristalizadas

Rocas recristalizadas, con grandes y gigantescos cristales de cuarzo, feldespato potásico y moscovita, a partir de filones bajo la acción de soluciones gaseoso – líquidas calientes. Con la recristalización, además de feldespato potásico, durante la hidrólisis de éste, se forma moscovita, que es el mineral más valioso en la industria de las pegmatítas, de esta clase.

3. Pegmatítas Metasomáticamente Sustituidas

Rocas recristalizadas y metasomáticamente transformadas; la estructura es zonal con acumulaciones de albita, gréisen, contiene cristal de roca, piedras preciosas (topacio, berilio – aguamarina, turmalina, granate y amatista), litio (lepidolita, espodumena y

ambigonita), cesio rubidio, estaño, tungsteno, torio, uranio, niobio (columbita), tantalio (tantalita) y minerales de las tierras raras.

En varias ocasiones son fuentes primarias de placeres aluviales de casiterita (SnO2), wolframita y circón, entre otros minerales.

4. Pegmatítas Desilicificadas

Estas pegmatítas en las rocas carbonatadas y ultrabásicas están compuestas por plagioclasa, dicha plagioclasa cuando contiene más del 15% de anortita puede cristalizar como alúmina libre y formarse corindón y sus variedades zafiro y rubí. Según Ginsburg (en Smirnov, 1982) las pegmatítas desilicificadas son gréisenes que se desarrollaron en las rocas ultrabásicas.

Depósitos y Prospectos de Pegmatitas en Colombia

En Colombia se conocen algunas manifestaciones de pegmatitas, en las localidades de Monopamba-Cauca, asociadas a rocas del Complejo Migmatítico de Nariño en zonas de contacto entre rocas metamórficas de alto grado y un cuerpo intrusivo plutónico. En la región entre Abejorral, Montebello y Sonsón, Envigado y Bello se presentan algunos diques pegmatíticos en rocas metamórficas, en la mina La Vila, San Bernardo y Los Cacaos en Ibagué, Líbano y Rovira. En la Serranía de Macuira y Cocinas-Guajira y Sierra Nevada de Santa Marta, en rocas del Macizo de Garzón.

ESMERALDASDepósito Pegmatítico, minerales no metálicos

Es la variedad verde del mineral berilo, hacen parte junto con el diamante, el rubí y el zafiro de las piedras preciosas. Por su belleza, durabilidad y rareza, es una gema apreciada y de alto valor comercial.

La palabra esmeralda se deriva de la palabra persa, después griego, “smaragdos”, aplicado a todo mineral de color verde. Las primeras esmeraldas que se utilizaron provienen de Egipto de las llamadas “minas de esmeraldas de Cleopatra” (Webster, 1978 en Forero, H., 1987).

El origen del berilo está asociado a pegmatitas y a depósitos hidrotermales en rocas metamórficas o rocas sedimentarias, como en Colombia. Razón por la que se incluye en éste capitulo, aunque a las esmeraldas de Colombia se les atribuye un origen hidrotermal.

La esmeralda es una variedad del mineral berilo, de color verde transparente, Be3Al2(SiO3)6, con iones óxidos cromíferos (Cr2O3) y vanadio. Según el color, el berilo de clasifica de la siguiente manera: cuando es incoloro o verde claro, se denomina berilo;

al color amarillo oro fuerte se le llama berilo dorado; al color azul, se denomina aguamarina; al color rosado, morganita y al color verde intenso transparente, se denomina esmeralda.

El berilo es concentrado en los fluidos residuales de rocas ígneas, con álcalis, sílice, alúmina, tierras raras, fluoruro, hidroxilos, carboxilos, boro y fósforo (Mulligan, 1968, en Ingeominas, 1987). Generalmente el berilo en un ambiente primario es transportado en las soluciones hidrotermales hasta alacanzar su cristalización, a medida que aumenta los contenidos de sílice y álcalis.

El berilo se presenta en depósitos de pegmatitas de profundidad intermedia, en venas hidrotermales, en reemplazamiento de tobas de bertrandita, en gréisenes, como reemplazamientos en depósitos de skarn y eventualmente en riolitas, en granitos mesozonales y en pegamatitas micáceas profundas. Las pegmatitas zonificadas de textura gruesa son las de mayor contenido de berilo, en forma de granos ubicados por zonas y las pegamatitas de textura fina contienen berilo asociado a albita, microclina, espodumena, cuarzo y moscovita. En los depósitos hidrotermales el berilo está asociado a fluorita, magnetita o hematita, carbonatos, sulfuros tipo zinc, estaño y tungsteno, además de bismuto, tierras raras, manganeso y titanio (Griffitts, 1973, en INgeominas, 1987).

Depósitos en el Mundo: en Lufuba del Copperbelt-Zambia; en Tanzania; en el valle de Sandawana-Rhodesia; en Jaipur y Ajmer-Indonesia; en Chitral-Pakistán; en Sur Africa; en los Urales-Rusia; en Socotó, Itabira, Carniba, Santa Teresinha y Parangatu-Brasil; en Emmaville, Poona, Wodgnia, Mount Crawford-Australia; en Mozambique; en Argelia y en Libia. Depósitos de Esmeraldas en Colombia

Las esmeraldas de Colombia son de alta calidad y precio, por su color verde intenso y transparente. Se encuentran en la región de Muzo, Peñas Blancas, Coscuez, Chivor, Las Cruces, La Vega, Mundo Nuevo y Buenavista en Boyacá; Ubalá y Gachalá en Cundinamarca. Mineralizaciones relacionadas a venas carbontadas hidrotermales en rocas sedimentarias del tipo arcillolitas negras carbonosas bien estratificadas con alto contenido de pirita y un fuerte control estructural.

MICASProceso Metamórfico, minerales no metálicos

Las micas es un grupo de minerales aluminosilicatos hidratados, siendo las más importantes: moscovita o mica de potasio, biotita o mica de hierro y magnesio, flogopita o mica de magnesio. La explotación minera de micas se inició en la India, en el año 2.000 antes de Cristo y se utilizó en la industria, a mediados del Siglo XX, por sus

propiedades físicas y la pobre conductividad eléctricas y térmica principalmente la moscovita.

Las micas cristalizan en el sitema monoclínico y se presentan en cristales gruesos, generalmente en forma de láminas formando un libro, o en forma tabular con planos basales bien desarrollados. La moscovita es blanca, tranaparente o ligeramente coloreada, la biotita es verde ocuro a negra y la flogopita es verde a oscura a rojiza. Otras micas son: la lepidolita o mica de litio y la margarita, como un producto de alteración se forma vermiculita, de color verde limón –plateado a dorado con planod doblados retorcidos. La moscovita es muy mal conductor eléctrico y posee un bajo factor de potencia.

Generalmente los depósitos de micas están asociados a rocas metamórficas y a rocas graníticas pegmatíticas principalmente, además asociadas a esquistos micáceos. La flogopita es común en venas y lentes asociadas a piroxenitas y cortan mármoles y neis. Prospectos de Micas en Colombia

Los ambientes geológicos favorables para micas en Colombia se encuentran en los macizos de Garzón ( manifestaciones La Florida, El Salado, El Vaticano, Las Minas y Pompeya) y Santander (manifestaciones en Cucutilla, Durania, Toledo y Bochalema), asociados a diques pegmatíticos o en rocas metamórficas. Otras manifestacionesde menos importancia se presentan en en La Ceja, Valdivia, Ituango, Nare y Yarumal en Antioquia.

DEPOSITOS ALBITITICOS Y DE GREISENDepósitos Magmáticos

Las albitíticas y los gréisenes presentan similaridad en el origen, localización y fuente de los depósitos. Ambos depósitos están relacionados con los salientes apicales de los macizos de rocas hipoabisales ácidas y alcalinas que han experimentado una metasomátosis alcalina posmagmática.

ALBITITICO Depósito Magmático, minerales no metálicos

El término albitítico se refiere a masas en forma de stocks de domos metasomáticos transformados y de apófisis de rocas eruptivas magmáticas, con alto contenido de sodio (albita, microclina) y cuarzo. A medida que se pasa de los granitos normales a las rocas más alcalinas, aumenta el contenido de albita.

Según Nikolski en Smirnov (1982), las albititas se formaron en cuatro etapas:a. Presencia de albitización metasomática muy intensa, siendo reemplazados por

albita, los minerales feldespato potásico, plagioclasa cálcica y cuarzo.

b. Desarrollo de albita en granos prismáticos

c. Presencia de carbonatación

d. Presencia de cuarcificación

En éste tipo de depósitos es común la zonalidad vertical, de tal manera que en los granitos se desarrollan las siguientes zonas, de abajo hacia arriba:

1. Graníto biotítico compuesto por: microclina, plagioclasa, cuarzo y biotita2. Graníto bimicáceo compuesto por: microclina, plagioclasa, cuarzo, biotita y

moscovita3. Graníto albitizado, compuesto por: microclina, albita, cuarzo y moscovita4. Albitita: albita, cuarzo, moscovita y microclina5. Gréisen: moscovita y cuarzo

Los minerales de interés económico en los depósitos de albitítas son: niobio (tantalita-columbita y pirocloro-microclina), circonio (circón, cirtolita, malacón), torio, litio y rubidio (micas de litio: criofilita, lepidolita y zinnwaldita), berilo y tierras raras

Gréisen Depósito Magmático, minerales no metálicos

Es un término de los mineros alemanes, que significa desintegración. Consta de un agregado de mica fácilmente desintegrable (moscovita, biotita y zinnwaldita) y de cuarzo, a veces de turmalina, topacio, fluorita y sus minerales metálicos acompañantes casiterita, wolframita y en forma subordinada molibdenita, berilo, lepidolita y zinnwaldita. Durante la formación de los gréisenes se acumula potasio.

La principal masa de gréisenes se formó en los salientes apicales de los macizos graníticos y en las rocas aluminosilicatos de su techo: areniscas, esquistos, rocas efusivas y tobas.

Los depósitos de gréisenes se presentan en stocks que se forman durante el metasomátismo masivo y en vetas entrelazadas que se forman según una red espesa de fisuras y filones pequeños orientados a lo largo de sistemas de grietas separadas.

La fase inicial de greisenización está relacionada con la lixiviación ácida creciente, incluso hasta la presencia de rocas metasomáticas monominerales y la etapa siguiente se halla condicionada por el aumento de la alcalinidad y la redeposición de los componentes sobrantes de la lixiviación antecedente. Razón por la cual los gréisenes presentan una estructura zonal y varias facies.

El desarrollo de los minerales, en el proceso de greisenización, comienza con la deposición de los silicatos y termina con la formación de filones cuarzo – feldespáticos y cuarzo – carbonatados posminerales. El orden de separación de los minerales metálicos es el siguiente: molibdeno (en forma de molibdenita), tungsteno (en forma de wolframita) y estaño (casiterita), luego tántalo, niobio, berilo y litio (en forma de micas y en forma de crisoberilo y esmeraldas en los gréisenes de rocas básicas), después sulfuros, fluorita y los carbonatos.

En los depósitos de Kazajstán, Checoslovaquia, Alemania y Siberia en Rusia (G. Cherba en Smirnov, 1982) describe un complejo efusivo piroclástico cortado por intrusiones sucesivas de granitos del Paleozoico superior. La intrusión de granitos leucocráticos fue una fuente de mineralización de metales a través de un sistema de fisuras tectónicas que se llenaron con la actividad mineralizante posmagmática.

En la parte central de los depósitos, de las regiones en mención, se encontraron pegmatítas, bolsas de gréisenes en granito, filones cuarzofeldespáticos, filones cuarzocasiteríticos y cuarzotopacios, filones cuarzomolibdeníticos, diques de intramineralización de aplita – pórfidos, filones cuarzowolframíticos, filones de cuarzo – sulfuros (calcopirita, bismutina, esfalerita y pirrotina), filones de cuarzo – fluoríticos, estobercas calcíticas, estobercas albíticas, estobercas calcedonícas y estobercas caoliníticas.

CAPITULO II. PROCESOS HIDROTERMALES

El término de “yacimientos hidrotermales” lo aplicó por primera vez el geólogo francés L. De Launay en 1897. Entre los autores que mencionan éste tema se encuentran: A. Betejin, S. Smirnov, O. Levitski, L. Ovchínnikov, L. Gratón, W. Lindgren, T. Lovering, H. Schneiderhörn y Ll. Barnes. Consiste en aguas termales calientes en fase líquida y gaseosa, con temperatura entre 500 y 50oC, formadas a profundidad y alta presión, en manantiales termales que constituyen sustancias minerales, las cuales son transportadas en solución química. Las soluciones formadoras de menas pueden pertenecer a las suspensiones, a los coloides y a las soluciones moleculares.

Parte del agua proviene del magma y parte es agua meteórica de circulación libre, en condiciones hidrogeológicas apropiadas para penetrar en la corteza terrestre, calentarse, mineralizarse y adquirir propiedades de soluciones hidrotermales.

En los lugares de descarga de las aguas mineralizadas altamente termales surgen procesos de vaporación y desgasificación con la formación de chorros de gas, vapor y de soluciones termales superficiales comúnmente ácidas secundarias que ocasionan la alteración hidrotermal de las rocas circulantes. Dichas soluciones transportan los metales en forma iónica, desde la intrusión hasta el lugar de la depositación del metal. Los metales están presentes en fluidos magmáticos, provenientes de una diferenciación magmática. Desde la presencia del cuerpo intrusivo, los líquidos pierden calor, a medida que aumenta su distancia.

Principios de Formación de la Solución Hidrotermal:

1. Las soluciones hidrotermales abandonan el magma ancestral, en estado gaseoso y se condensan es estado líquido

2. Las soluciones hidrotermales abandonan el magma ancestral, en estado líquido alcalino con trazas de minerales metálicos

3. Las soluciones hidrotermales viajan en las aguas calientes y los metales se presentan en soluciones alcalinas solubles, dando origen a las fuentes termales juveniles alcalinas.

La solución hidrotermal es posible sí:

a. La P de las rocas es < P de los líquidos magmáticos residuales yb. La roca huésped es permeable a la fuerza de penetración del vapor

De donde: La Fase de Vapor se condensará en una fase líquida, ejemplo: cinabrio – mercurio

La solución hidrotermal también es posible sí la P de las rocas es > P del vapor. De donde: Las soluciones acuosas residuales = solución Hidrotermal Mineralizante, ejemplo: pórfido cuprífero

Condiciones básicas para la presencia de Depósitos de Origen Hidrotermal

1. - Disponibilidad suficiente de soluciones mineralizantes, susceptibles de disolver y transportar los minerales en forma iónica2. - Reacción Química entre las sustancias, cuyo resultado sea la deposición3. - Suficiente contenido de mineral en solución para que después sea depositado en tiempo y espacio4. - Presencia de aberturas suficientes en las rocas, por donde viajan las soluciones5. - Presencia de espacios y lugares en las rocas para la deposición de las sustancias minerales.

Movimiento de las Soluciones Minerales, a través de las Rocas

Las soluciones mineralizantes se movilizan con mayor facilidad en zonas donde se presentan aberturas, interconectadas. Las aberturas rocosas movilizan grandes cantidades de solución mineralizante hasta el lugar adecuado para la deposición. La difusión es un factor que permite el ingreso de iones que se intercambian en las estructuras de los cristales, donde no podrían entrar cantidades apreciables de solución en movimiento. Factores que afectan la Deposición de las Soluciones Minerales

A.- Cambios y Reacciones Químicas. Al ascender las soluciones mineralizantes, reaccionan con las rocas que atraviesan. En la substitución, pueden ocurrir cambios de minerales antiguos por minerales nuevos, reacción entre la solución y un sólido.

B. – Temperatura. El descenso de la temperatura depende de:

- Ritmo de pérdida de calor, en las paredes rocosas- Cantidad de las soluciones - Reacciones exotérmicas- Capacidad de la pared rocosa, para absorber calor- Abertura de las rocas

C. - Presión. La precipitación, a partir de un gas puede ser efectuada por sólo una disminución de presión. El descenso de la presión depende de:- Ascenso del material

- Estrechez de los conductos por donde pasa la solución- Escape de las soluciones a través de espacios abiertos

Carácter de la Roca Huésped

Los espacios vacíos, la permeabilidad, la fisibilidad, los planos de exfoliación de los minerales, el brechamiento y el diaclasamiento de la roca, facilitan la deposición de las soluciones mineralizantes, al igual que una superficie más extensa permite un mayor contacto entre la solución y la roca, tales como las rocas carbonatadas.

- Las fisuras e intersección de fisuras y zonas de cizallamiento sirven de conducto para el emplazamiento de fluidos mineralizantes

- Las paredes rocosas favorables para la substitución- Plegamientos- Planos de estratificación, laminación- Capas permeables continuas

De otro lado, la alteración de la pared rocosa depende de la naturaleza y composición de ésta, del carácter químico, presión y temperatura de las soluciones mineralizantes. Por lo tanto, las reacciones químicas que se presenten entre las soluciones calientes y la roca generan un mayor curso de las soluciones a través de las rocas. De allí que la presencia o formación de algunos minerales determina zonas de alteración, tales como: cuarzo, calcita, arcillas, sericita, moscovita, pirita, sílice, jasperoides, entre otros.

Algunas mineralizaciones se asocian a rocas de diferente composición y a los contactos entre sí, tales como: fisuras en rocas ígneas, las cuales pueden generar zonas de bonanza con oro, plata y sulfuros; caliza y dolomita en contacto con rocas intrusivas de composición intermedia pueden generar mineralización con plomo, zinc y plata; granitos con facies porfídicas pueden generar mineralización diseminada con sulfuros, entre otros.

Espacios Vacios Pre-existentes en la Roca Huésped

1. Tamaño: Desde capilares hasta aberturas Capilares: supercapilares, capilares, subcapilares

2. Origen:

a.- Aberturas Primarias, formadas con la roca

- Porosidad, consiste en la capacidad de la roca para contener espacios vacíos, que dependen como están empaquetados los granos y la selección de éstos, ejemplo: la porosidad entre el 10 y 25%, en areniscas petrolíferas es productiva.

- Permeabilidad, consiste en la capacidad de un cuerpo para permitir el paso de un fluido a través de los poros del cuerpo, al existir diferencia de presión. Depende de la conexión, configuración, la disposición mutua, el tamaño de los granos y la dirección del movimiento de la solución respecto a la estructura de la roca. No depende de la porosidad de la roca.

- Vesículas: Cavidades formadas por la expresión de gases en lavas, ejemplo: cobre nativo en vesículas

- Cavidades Miarolíticas: en rocas ígneas y pegmatitas, donde se suponen espacios, antes ocupados por fluidos de magma ancestral de la roca. Presentan poca importancia para formar depósitos.

- Cavidades de Solución: Producidas por disolución de rocas solubles, ejemplo las calizas.

- Diaclasas: Fracturas sin desplazamiento en la roca, debido a diastrofismo en rocas ígneas, debido a contracción por enfriamiento ó dilatación al disminuir la presión.

b.- Aberturas Secundarias, formadas posterior a la roca

- Grietas de concentración, deshidratación, enfriamiento- Grietas por diastrofismo: fallas, grietas, plegamiento- Grietas por efecto de cristalización

c.- Fisuras, acompañadas ó no de fallasd.- Cavidades en zonas de cizallamientoe.- Cavidades debidas a plegamiento

Crestas de plieguesPlaniciesRoturas de anticlinales y sinclinales

f.- Chimeneas volcánicasg.- Brechas tectónicash.- Brechas de hundimientoi.- Abertura por alteración de la roca

De acuerdo a Niggli (1941) los yacimientos hidrotermales se clasifican con base a las rocas magmáticas y a la temperatura de formación:

1. La sustancia formadora de menas es a partir del magma: volcánico, subvolcánico, profundo-plutónico

2. La formación de los yacimientos respecto a la superficie es: aéreo, subvolcánico, epicristalino, hipoabisal y abisal

3. El alejamiento de yacimientos de la intrusión madre es telemagmático, criptomagmático, apomagmático, perimagmático e intramagmático

4. Los estadios del proceso magmáticos es de exhalación, hidrotermal, neumatolítico, pegmatítico y ortomagmático

5. Los minerales se agrupan en:

a. Minerales Diagnósticos de alta Temperatura > 300oC:Magnetita, pirrotita, hematita, casiterita, grafito, turmalina, topacio, apatito, granates, piroxenos, anfiboles, ortosa.

b. Minerales Diagnósticos de media Temperatura 200 – 300oC:Calcopirita, esfalerita, arsenopirita, estibina, tetrahedrita

c. Minerales Diagnósticos de baja Temperatura < 200oC:Cinabrio, rejalgar, argentita, marcasita, adularia, ópalo, calcedonia, siderita, rodocrosita, teleruros, seleniuros, azufre

d. Minerales Persistentes en varias Temperaturas:Oro, plata, pirita, fluorita, cuarzo, calcita

De acuerdo a Schneiderhöhn se presentan ocho asociaciones típicas en las formaciones hidrotermales:

a. oro, oro y platab. pirita, pirita y cobrec. plomo-plata-cincd. plata-cobalto-níquel-bismuto-uranioe. estaño-plata-tungsteno-bismutof. antimonio-mercuriog. óxido de hierro-manganeso-magnesioh. minerales no metálicos

De acuerdo a Lindgren, los depósitos formados según presión, temperatura y profundidad se clasifican en:

A. Tipo Hipotermal. Depósitos formados a gran profundidad, mayor a 5 Kms, la temperatura de formación es entre 300 y 500oC, depósitos formados muy cerca del cuerpo intrusivo. Las rocas huésped son intrusivas, tipo granito hasta diorita y rocas ultrabásicas. Los minerales de alteración son piroxeno, anfibol, topacio, moscovita, turmalina, serpentina, epidota y clorita y los minerales de interés económico son casiterita, wolframita, turmalina, galena, molibdenita, oro y el mineral de ganga cuarzo.

B. Tipo Mesotermal. Depósitos formados a profundidad entre 1 y 5 Km, temperatura (200–300oC) y presión intermedia, localizados relativamente retirados del cuerpo intrusivo. Las rocas huésped son metamórficas, tipo calizas, pizarras, rocas ígneas silíceas. Los minerales de alteración son arcillas, sericita, cuarzo, sínter, jasperoide, siderita y dolomitas. Los depósitos están constituidos por metales básicos (calcopirita, galena, tetrahedrita, bornita y calcocina) e incluye minerales de ganga (cuarzo, calcita, siderita, rodocrosita y pirita), la mayoría de los minerales presentan reemplazamiento. Las zonas de alteración se caracterizan por cantidades variables de sericita, cuarzo, calcita, dolomita, pirita, ortoclasa y minerales arcillosos. C. Tipo Epitermal. Depósitos formados a profundidades menor de 1.5 - 1.0 Km de la superficie, la temperatura es baja 200 a 50oC, localizados lejos del cuerpo intrusivo. Las rocas huésped comunes son entonces, rocas porfídicas desde riolitas hasta andesitas, dioritas y eventualmente calizas. La mayoría son depósitos jóvenes del Terciario, pero la edad puede ir hasta el Jurásico. Los minerales de alteración son alunita, clorita, pirita, sericita, minerales arcillosos, calcita, cuarzo, sínter.

La mayoría de los depósitos de ésta clase están asociados a vulcanismo principalmente andesítico-dacítico del estadio temprano de un geosinclinal. Se localizan cerca de cuellos volcánicos y a la periferia de estructuras cónicas, anulares, tubulares y de fisuración radial. Son comunes las formas de filones, tubos y estobercas.

Pertenecen a éste grupo las mineralizaciones de:

1. Oro–plata y sulfuros asociados con cuarzo, calcedonia, ópalo, adularia y carbonatos, en rocas terciarias a lo largo de una franja norte –sur del Pacífico, en Canadá, USA, Méjico, Colombia, Perú, Chile, Bolivia, Argentina, en Sumatra, Java, Nueva Guinea, Filipinas, japón, Nueva Zelandia, en Checoslovaquia, Hungría, Rumania, Yugoslavia y Rusia.

2. Oro–plata con teleruros y seleniuros (calaverita, krennerita, silvanita, hessita) con cuarzo, calcedonia, adularia, fluorita y calcita, en Rusia, USA, Méjico, Japón, Indonesia y Rumania.

3. Casiterita-wolframita-bismutina-argentita con turmalina, pirargirita, proustita y sulfuros asociados, en rocas ácidas volcánicas del terciario en Bolivia.

4. Calcopirita – enargita – calcosina (con turmalina y molibdenita) en rocas terciarias de Braden-Chile, Cerro de Pasco-Perú y Bor en Yugoeslavia.

5. Fluorita - bertrandita en Tomas-USA

6. Molibdenita – fluorita en andesitas-traquitas del terciario

7. Mercurio (cinabrio), a veces con arsénico (rejalgar) diseminado en fisuras en rocas terciarias de Italia y USA.

8. cobre nativo flujos basálticos en el Lago superior-USA

9. Oro–alunita del tipo Goldfield en USA

10. Espato de Islandia en Siberia-Rusia e Islandia 11. Depósitos de fumarolas, solfataras y chorros de vapor con azufre y sulfuros en rocas volcánicas en Kamchatka, Islas Kuriles, Japón e Italia.

Es común en los yacimientos anteriores, alteración hidrotermal del tipo propilitización, alunitización, argilización y cuarcificación, que exponen el carácter ácido de las soluciones ácidas formadoras de menas.

2. 1 YACIMIENTOS HIDROTERMALES ASOCIADOS A ROCAS IGNEAS FELSICAS, INTERMEDIAS Y MAFICAS

Los depósitos hidrotermales clasificados anteriormente en tres clases, según el modo de ocurrencia, la mineralogía y las diferentes condiciones de profundidad, presión y temperatura (Lindgren, 1926) se mencionan acá, como fuentes potenciales de oro, plata y metales asociados.

ORO, PLATA Y METALES BASICOS ASOCIADOS

Soluciones Hidrotermales, minerales metálicos

Minerales de interés económico presente en la mayoría de los ambientes geológicos desde rocas viejas hasta el cuaternario, éstos depósitos han sido removidos, usualmente por la erosión, a menos que sean preservados por fallas descendentes o de otro tipo. La mayoría de los depósitos se localizan alrededor de las márgenes de los continentes, en sistemas tectónicos, asociados a fallas satélites a un sistema dominante, en terrenos con volcanismo activo y en estructuras volcánicas colapsadas a gran escala.

Algunos depósitos se caracterizan por la presencia de venas, venas ramificadas, bolsadas, brechas, espacios vacíos que incluyen drusas, geodas, texturas en forma de cresta, incrustaciones y bandas simétricas generalmente visibles. Los repetidos ciclos de la mineralización son evidentes, rebrechación y bandas graduales.

A continuación se enfatiza en los depósitos del tipo epitermal, donde la alteración de la roca de caja es típicamente extensa y visible, la cual se compone de clorita, sericita, alunita, ceolita, adularia, silica, pirita y calcita. Además es común la zonación vertical.

La mineralogía de interés económico incluye sulfantimonuros y sulfarseniuros (polibasita, estefanita, parcita, pirargirita, proustita, entre otros), teluros de oro y plata (silvanita, calaverita y hesita), estibina, argentita (acantita), platas de color rojo ( proustita, pirargirita), selenuros, cinabrio, mercurio nativo, oro y plata nativa, electrum, y en menor proporción esfalerita, galena y calcopirita.

La mineralogía de ganga incluye cuarzo, amatista, adularia, calcita, rodocrosita, baritina, fluorita y hematita.

Las mineralizaciones epitermales de oro pueden ser formadas por tipos distintos de fluidos, de tal manera que éstos ascienden por las fracturas en la roca hasta la superficie. Los fluidos son de dos tipos de alto contenido en sulfuros, son más oxidantes y ácidos y los de bajo contenido en sulfuros, los cuales son reductores y tienen un pH (medición de los contenidos de hidrógeno) cercano al valor neutro.

- Fluidos de Alto Contenido de Sulfuros , son en su mayoría derivados de una fuente magmática y cuando la solución es enfriada o es diluida, por mezclarse con el agua lluvia, deposita el oro cerca de la superficie. La fuente del oro en solución puede ser directamente del magma o puede provenir del lavado de las rocas volcánicas que lo hospedaban, cuando los fluidos atraviesan por éstas.

Dichos sistemas contienen sulfuros de cobre, arsénico y algo de plata - oro, acompañados de cuarzo, alunita y pirita. Estos fluidos penetran más profundo en la roca huésped, formando mineralizaciones tipo veta.

- Fluidos de Bajo Contenido de Sulfuros , son una mezcla de agua magmática (derivada del interior de la corteza) y agua lluvia, que se ha filtrado por dentro de la superficie, que ha ascendido a la superficie. El oro es transportado en solución, cuando el agua se aproxima a la superficie y ebulle. Los minerales explotables son metales básicos, principalmente zinc y plomo, oro y plata asociados, además se presentan cuarzo y carbonatos.

Los depósitos hidrotermales son motivo de estudio permanente. De otro lado, el contenido de oro en cualesquier tipo de depósito se determina, basado en el tenor (contenido de oro por tonelada de roca) y tonelaje (número total de toneladas)

disponible en ese grado. En ese sentido, el alto tenor de metal y el bajo tonelaje son favorables para lograr una buena recuperación económica.

FORMAS DE PRESENTACIÓN DE LAS MINERALIZACIONES

Para los yacimientos hidrotermales la forma más típica es filoniana, en menor instancia zonas de bonanza, estobercas, lentes, hot srings, stocks porfídicos, brechas, skarn, sulfuros masivos y cuerpos estratificados. A continuación se hace la presentación de las formas de mineralizaciones metálicas y no metálicas, antes mencionadas:

VETA ó FILONSoluciones Hidrotermales

Es una masa mineral generalmente de forma tabular, bien definida, con dos de sus dimensiones mucho mayores que la tercera, que se pueden representar en un plano y que ocupa una o más fisuras, generalmente inclinada y discordante.

Ocurre cuando a lo largo de una fractura, fisura o grieta (abierta sobre las rocas) se cristaliza una solución hidrotermal mineralizante, simultáneamente o posterior a la cristalización de la roca de caja. En la mayoría de los casos se refiere a soluciones metalíferas, con oro y plata (pocas veces visibles) y minerales metálicos asociados, acompañados por minerales de ganga como cuarzo de distintas clases, calcita y pirita, entre otros. Muchas veces, los filones consisten sólo de minerales de ganga y carentes de minerales de interés económico.

La roca que encaja o alberga la veta o filón se denomina roca encanjante y el material (arcilla triturada y molida) que se presenta entre la veta y la pared de la roca se denomina salvanda, hastial y en ocasiones milonita.

Un sistema filoniano es un grupo de venas con características similares, relacionadas generalmente con la misma estructura. La mayoría de los depósitos tipo filón ocurren en fallas, fisuras abiertas o en zonas de cizalla dentro de la roca encajante.

En Vetas – Filones la secuencia general de depositación, paragenesis, de los minerales es la siguiente:1. óxidos2. sulfuros y arseniuros de hierro, niquel, cobalto y molibdeno3. sulfuros de zinc, plomo, plata y cobre – hierro

4. sulfosales de cobalto, plomo y plata5. teleruros, estibina y cinabrio6. en todas las secuencias anteriores puede presentarse oroUna asociación típica de minerales económicos en los depósitos tipo Veta – Filón es: esfalerita y galena asociadas comúnmente a pirita y calcopirita.

Filones de Fisura

Para que se forme una veta, en el tiempo, implica primero formación de la fisura misma y luego la cristalización de la mena. Entonces, las fisuras se forman en virtud de dos tipos de tensión: fallas y diaclasas, además de efectos de cuerpos intrusivos o de las mismas soluciones.

Las características principales de vetas - filones son:- Se componen de mineral de mena y minerales de ganga- La longitud oscila desde centímetros hasta centenares de metros, pocas veces son

verticales y el espesor no es constante- La mayoría están inclinadas y afloran ocasionalmente en superficie.- Pocas veces presentan superficies lisas, la mayoría son rugosas y curvas- El espesor no es constante, es irregular- Por efectos de fallamiento, es normal el desplazamiento de las vetas, desde

centímetros hasta varios metros- Las paredes del filón, normalmente se alteran o se desintegran hasta arcilla.- Las fisuras que contienen mena pocas veces están solas, tienden a formar

sistemas.- Cuando se forman en diferentes tiempo, contienen distinta mineralogía.- Las fisuras pueden presentar el mismo rumbo, pero se cruzan en el buzamiento se

les llama conjugadas- Las fisuras que se forman simultáneamente se denominan congénitas- Es norma, los filones más jóvenes cortan los más antiguos y los desplazan,

cambiando la mineralogía, la textura y la presentación inicial.- La longitud es mayor al ancho y la profundidad mayor a la longitud.- La distribución de contenidos minerales no es regular y pueden presentarse zonas

puntuales con valores altos, a lo largo de la veta.

Cuando un filón pasa de una roca a otra, cambia de composición y de disposición - presentación, por lo tanto es importante conocer la edad de la roca de caja y la relación entre las fisuras que cortan la roca.

Predicciones respecto a la Profundidad

1. Si el filón está confinado a una roca que no ha sufrido meteorización considerable, la parte superior o techo se puede reconocer, lo contrario el suelo se enriquece con el material de mena.

2. Si persisten los escarpes de falla a lo largo del filón, se genera poca erosión.3. La presencia de depósitos de placer con contenidos de mineral de mena, es una

ayuda indirecta de la localización y cercanía depósitos minerales.4. Alto grado de enriquecimiento supergénico es la respuesta directa in situ de la

meteorización del depósito hasta cierta profundidad.

Origen de los Yacimientos:

Al ascender los líquidos hidrotermales calientes (magma cargado con agua, ácidos y trazas de metales en forma iónica) a través de las fracturas, fallas, capas porosas y otros canales, poco a poco se enfrían y reaccionan químicamente con la roca de caja. Además, los líquidos también reaccionan con las rocas que atraviesan para producir zonas de alteración típicas con nuevos minerales. En ese sentido, la presencia de rocas intrusivas y zonas de alteración asociadas, son guías importantes en la fase de prospección de minerales.

Los espacios vacíos pueden ser aberturas naturales (poros o vesículas) y aberturas inducidas por esfuerzos tectónicos, tensionales, por cizallamiento, diaclasamiento y por enfriamiento rápido de la roca. A continuación se presentan mecanismos de formación de las menas: B. RELLENO, consiste en la formación de una fractura abierta, la inyección de la solución, la deposición de los minerales en solución (caliente o ligeramente frías) de procedencia magmática o meteórica y la posterior cristalización de la solución mineral. Es el proceso más común. El primer mineral se deposita revistiendo las paredes de las cavidades en la roca hasta completar el relleno de la abertura = Crustificación

A.1. Criterios para Determinar Relleno

Correspondencia entre las paredes de la fisura preexistentePresencia de drusas y geodas de mineral, en la vetaPartículas de textura cerca de las paredes de la vetaCrustificaciónCristalización en forma de peineEstructura en escarapela

El relleno de cavidades pueden agruparse en:

- Filones de Fisura. Masa mineral tabular que ocupa una o más fisuras- Zonas de cizallamiento. Comunicación entre aberturas delgadas

- Venas escalonadas. Fracturas transversales cortas y espaciadas, que se encuentran en los diques; la distribución es paralela a lo largo del dique.

- Relleno de brechas: volcánicas y tectónicas. Distribución de fragmentos de roca angulosa en cuerpos de brecha que permiten por los espacios vacíos, el ingreso de soluciones y la posterior deposición y cristalización mineral.

- Relleno de cavidades por soluciones. Espacios vacíos en rocas solubles, favorables para la deposición mineral, asociadas a diaclasas, fallas o planos de estratificación. Las cuevas son propias de regiones kársticas erosionadas, galerías o filones de incisión, similares a filones de fisura, tipo rocas carbonatadas.

- Relleno de espacios porosos. Espacios vacíos en la roca, tipo areniscas.

- Relleno de vesículas. Espacios vacíos en la lava vesicular.

- Crestas de pliegues. Deposición local de masas de mineral, que luego se pliegan o doblan en capas, similares a “sillas de montar”.

- Grietas de plegamiento. Presentación de mineral en aberturas o zonas de partición por tensión, que se han hundido o plegado en sinclinal, común en rocas sedimentarias.

B. REEMPLAZAMIENTO y desalojo de minerales existentes por nuevos minerales, cuando las propiedades fisicoquímicas de éstos son similares

Las características para determinar reemplazamiento son:

- Modificaciones de los minerales en las paredes de la roca- Reemplazo diseminado de minerales en la veta- Reemplazo diseminado a masivo en el centro de la veta- Sensibilidad de los carbonatos al reemplazamiento- Presencia de minerales reemplazados, seudomorfos - Cristales de pirita con bordes remplazados por otro mineral- Cristales de mineral con bordes irregulares- Presencia de nuevas estructuras y texturas.

A. Neomineralización en fallasB. Lixiviación

De otro lado, las mineralizaciones vetiformes con oro, plata y minerales metálicos asociados se presentan en diferentes ambientes geológicos, desde rocas jóvenes del Terciario hasta rocas viejas del Precámbrico, así:

1. En rocas ígneas jóvenes, éste tipo de depósitos minerales se presenta en terrenos volcánicos, cuya roca huésped es de composición basaltos, diabasas, andesitas, dacitas, traquitas, riolitas y en terrenos de rocas intrusivas de composición dioritas hasta gabros. Dichas rocas han sufrido efectos de alteración hidrotermal tipo cloritización, carbonatación, hidratación, propilitización y piritización. Además de un desarrollo de adularización, silicificación, caolinización, sericitización y menos frecuente alunitización. Algunos depósitos en éste ambiente se presentan en o cerca de la entrada de chorros calientes.

Los elementos presentes incluyen Ag, Hg, B, As, Sb, Bi, Se, S, Cu, Zn, Cd, Mo, Te, Pb, Ti, W, V, Mn, Fe, CO2 y SiO2. Los menos comunes son Ba, Si, U, Th, Sn, Cr, Co y Ni.

En las rocas jóvenes, los depósitos generalmente se confinan en fisuras, fracturas, fallas y zonas de brecha que cortan las rocas las rocas volcánicas de calderas y casi siempre tienen una longitud horizontal y vertical limitada.

2. En rocas ígneas viejas del Precámbrico, de composición aglomerados, arcillolitas, rocas metamorfoseadas regionalmente, con facies metamórficas desde ígneas al exterior hasta núcleos granitizados al centro. Los tipos de alteración más común son cloritización, carbonatación, sericitización, piritización, arsenopiritización y silicificación.

En éste dos ambientes de roca, los depósitos son del tipo vetas – filones, estobercas, conductos y masas irregulares mineralizadas, zonas de cizallamiento, pliegues de arrastre y pliegues secundarios.

3. En Rocas Sedimentarias, éstos depósitos se localizan en gran parte del mundo y han producido una gran cantidad de oro y plata. Un de los depósitos más conocidos se denomina tipo Carlin

Depósito CarlinSoluciones Hidrotermales

Este depósito está localizado en las montañas de Tuscarora, Nevada – USA. Se caracteriza porque es una región dominada por rocas de composición arcillolitas, areniscas y grawacas y sus equivalentes metamórficos. Cerca de los cuerpos graníticos, se desarrollan esquistos cuarzo micáceos (con cianita, andalucita y cordierita), dentro de las secuencias de pizarras, caolinitas, cuarcitas y grawacas no metamórfoseadas de bajo grado. Algunas minas se presentan en los batolitos y stocks graníticos que intruyen las secuencias de pizarras y grawacas.

La mineralización es del tipo oro diseminado en delgadas capas calcáreas. Los fluidos hidrotermales penetraron a través de las fallas subverticales normales, que a su vez se asocian con el anticlinal de Tuscarora, formado por un intrusivo terciario profundo. La mineralizaación se formó debido a un descenso de temperatura a medida que los fluidos invadían las unidades favorables de la Formación Roberts Mountain, posterior ebullición en respuesta a un aumento de temperatura produjo vetas y chimeneas características con baritina e hidrocarbonos y calcita y una zona de lixiviación ácida. Las profundidades de formación se estiman entre 300 y 600 m.

Los minerales de interés económico son oro nativo bajo en plata, asociado principalmente a mercurio, talio, antimonio, arsénico y la alteración es jasperoide e incremento de pirita. Son comunes vetas de baritina y calcita en los cuerpos mineralizados.

Depósito Alligator RidgeSoluciones Hidrotermales

Depósito ubicado en Nevada – USA, donde dominan rocas tipo arcillolitas intercaladas con lutitas carbonáceas y dolomitas.

Es un típico reemplazo diseminado tipo Carlin, con altos contenidos de oro nativo, arsénico, antimonio y mercurio, como minerales de ganga: cuarzo, barita, jarosita y fluorita, hasta ahora no se han encontrado sulfuros. La alteración es jasperoides difundidos en la mineralización y los conductos de los fluidos están controlados por fallas abruptas relacionadas con un sistema tectónico principal, falla de Alligator Ridge.

En otros depósitos de ésta índole se han encontrado metales asociados (calcopirita, esfalerita y pirrotina), pirita y arsenopirita auríferas y los minerales de ganga: cuarzo, feldespato, micas, clorita y rutilo subordinado. La molibdenita, el bismuto, la estibina, acantíta, tenantita-tetrahedrita, sulfosales y el tungsteno son locales y no son comunes. La alteración hidrotermal es jasperoide y es mínima, ocasionalmente algunas vetas presentan turmalización, piritización y arsenopiritización con oro.

Los elementos frecuentes en éstos depósitos son Au, Ag, As, Sb, (Bi), (Hg), Ta, S, Ca, Mg, Cu, Zn, Cd, B, Si, Pb, (En), (Ti), (Te), (Mo), W, (F), Mn, Fe, (Co) y (Ni). La relación oro/plata es mayor a uno.

Los cuerpos mineralizados son tabulares e irregulares por sustitución (diseminados), desarrollados en rocas carbonatadas o caolinítas calcáreas y esquistos. Los depósitos se presentan en forma de veta – filón, pliegues de cresta en fallas, planos de discontinuidad y cizallamiento horizontal, pliegues de arrastre, zonas de trituración y cizallamiento y anticlinales.

3. En Ambientes Geológicos Complejos, compresionamiento sedimentario, volcánico y rocas ígneas intrusivas y graníticas. Los depósitos de ésta categoría combinan casi todas los rasgos epigenéticos. Es común el oro libre, asociado a tipo telurio y diseminado en piritas y arsenopiritas; la relación de oro/plata es variable y el mineral de ganga es cuarzo y a veces carbonatos. La edad de los depósitos varía desde el Terciario hasta el Precámbrico.

Depósitos Tipo Vetiforme en Colombia

En Colombia se conocen varios depósitos tipo vetiforme o filoniano con metales preciosos y sulfuros asociados, en los distritos de:

- Segovia, donde está instalada la mina Frontino Gold Mines, La Bartola, Palmichala, San Nicolás, Marmajita, La María, Montezuma, Cogote y El Limón; Remedios; Providencia y Santa Isabel, región donde se encuentra el Batolito de Segovia

- Guadalupe-Anorí-Amalfi donde se ubican las minas: El Machete, San Juan Nepomuceno, El Violín, La Bramadora, La Trinidad, La Italia, EL Robla, La Leona y La Vetilla. Región donde afloran rocas del Batolito Antioqueño y rocas metamórficas del Grupo Valdivia del paleozóico.

- Gómez Plata con la mina Santa María asociada al Batolito Antioqueño- Briceño-Yarumal con la mina Berlín encajada en rocas metamórficas del Grupo

Valdivia, cerca al Batolito Antioqueño- Frontino – Abriaquí con las minas: El Cerro, La Palma, donde afloran los cuerpos

intrusivos de Farallones y Citará y rocas del Grupo Cañasgordas- Mistrató – San Antonio del Chamí; Bagadó con las minas Puerto de Oro, Dabaibe,

La Argelia, Las Camelias, La Moravia, relacionada a las mismas rocas anteriores- Andes con las minas: Santa Cruz, La Sombra, Baronesa, La Lucera y Alejandría, la

secuencia de rocas es la misma anterior - Dabeiba con las minas Nudillales y Vallesi en rocas volcánicas intruidas por el

Batolito de Mandé- Tutunendo con la mina La Equis donde se presentan rocas volcánicas de la

Formación La Equis intruidas por El Batolito de Mandé- Cumbitará – Guachavéz con las minas Nueva Esparta, El Diamante, Bombona,

Desquite, Risaralda, Golondrina, La Gitana, El Tábano, La Morena, La Dorada, entre otras donde afloran rocas del Grupo Dagua, intruidas por cuerpos de Piedrancha, Cumbitara, Nambí y El Vergel Alisales-Monopamba con las minas del mismo nombre asociadas a cuerpos intrusivos en rocas metamórficas de alto grado.

- La Vega-Almaguer-Bolívar-La Sierra con las minas Cerro Gordo, La Concepción, El Esfuerzo, La Amelia y El Albón

- Buenos Aires-Suárez-Silvia con las minas La Antigua, La Bárbara, Las Leches y Piedraimán asociados a cuerpos porfídicos del terciario.

- Buga con la mina Ginebra asociada al Batolito de Buga que intruye rocas volcánicas básicas

- Anserma-Riosucio con las minas La Plumbagina, El Tascón y El Tapao en rocas intrusivas

- Manizales con las minas: Farallones, La Coqueta, Morisca, El Diamante, La Cascada asociadas al stock de Manizales

- Marmato-Echandía con las minas del mismo nombre donde afloran cuerpos porfidícos del sistema tectónico Cauca Romeral

- Titiribí con varias minas con una secuencia de rocas similar a la anterior- Ibagué con las minas La Sonrisa, Las Animas, Ciprés y El Payaso, asociadas a

cuerpos intrusivos como el Batolito de Ibagué- El Hatillo-Florencia con las minas Guayaquil, La Morena, Vizcaya, La Platilla y El

Dorado, asociadas a cuerpos intrusivos terciarios- Cajamarca-Salento con la mina San Antonio relacionada a cuerpos intrusivos

terciarios en rocas metamórficas- Vetas-California con las minas: San Celestino, El Cuatro, La Mascota, Asturias;

Trompeteros y La Tosca, asociadas a cuerpos intrusivos y porfidíco- San Martín de Loba con las minas La Puya y La Cabaña asociadas al Batolito de

Norosí.

FluoritaSoluciones Hidrotermales, mineral no metálico

Conocida como espato de flúor o fluorespato, se le conoce desde la época de la Alquimia y fue aislado, como flúor, por Moisson en 1886. Su importancia radica en el uso de la metalúrgica, la química y la cerámica.

Las principales fuentes de valor comercial de flúor son los minerales fluorita (CaF2), criolita (Na3AlFe3), flúorapatito, topacio, saleita (MgF2), viliaumita (NaF) y Bastnaesita ((Ce,La)CO3(F,OH)). El flúor también se presenta en silicatos, turmalina, topacio, flogopita, zinnwaldita, lepidolita, biotita, monacita, xenotima y ambligonita.

La fluorita presenta brillo vítreo y amplia variedad de colores, es común encontrarla asociada a minerales metálicos y en zonas de oxidación, relacionada a la descomposición de sulfuros.

El flúor está presente en varios ambientes geológicos, en diversas formas y en diferentes depósitos minerales (venas, estobercas, diques, brechas, diseminados y estratos) asociados a rocas volcánicas, rocas intrusivas, rocas metamórficas, rocas sedimentarias y principalmente depósitos hidrotermales.

En los depósitos hidrotermales, la fluorita es el único mineral de flúor presente y su contenido varía desde trazas hasta altos porcentajes. Parte del flúor está en las estructuras cristalinas de varios minerales, tanto en las etapas magmáticas, neumatolíticas como hidrotermales condicionadas para formar depósitos de fluorita y

flúorespato. Además, las rocas permeables y la intensa actividad tectónica, permiten la migración de los fluídos hidrotermales.

Prospectos de Fluorita en Colombia

Pocas son las manifestaciones de fluorita que se conocen en Colombia, entre ellas: mina Palmira-Abrego, mina Los Monos-Abrego y mina Astilleros-Hacarí en Norte de Santander; mina Lomas de Ventorrillo, mina El Mirto en Piedecuesta – Santander, mina Tembladal en Tona –Santander; sitio Palarquito en Natagaima – Tolima.

ESTOBERCASSoluciones Hidrotermales

Red entrelazada de pequeñas y delgadas venas en grietas de ramificación irregular, portadoras de mineral que cortan una masa rocosa, éstas están separadas y son de pocos centímetros de espesor y longitud. Forman depósitos de bajo grado de mineral, pero de gran tonelaje ya que afecta toda la roca.

Depósito Climax

En el estado de California (USA), se presenta un yacimiento con características particulares consistente en vetas entrelazadas en un cuerpo granítico alterado, neises y pizarras cristalinas precámbricas, separadas por un sistema de fallas donde se ubican porfídos cuarzomonzoníticos con soluciones hidrotermales mineralizantes.

El depósito presenta una estructura zonal, con un núcleo compuesto por rocas cuarzosas muy fragmentadas, con mínimo contenido de mineral metálico. Alrededor se presenta la zona de menas de molibdeno, con alteración hidrotermal de ortoclasa – biotita, cortada por venas mineralizadas. Luego viene una zona de rocas cuarzosericíticas hidrotermalmente alteradas con disminución de pirita – wolframita.

Es el yacimiento más grande del mundo de menas de molibdenita con reservas de más de un millón de toneladas y un contenido promedio de 0.3% de Mo. Además de molibdenita, se encuentra pirita, wolframita, casiterita, monacita, calcopirita, esfalerita y galena.

Depósitos Tipo Estoberca en Colombia

En Colombia muchas de las mineralización son de éste tipo, al igual que las vetas ó filones, se conocen algunas: Buenaseña, Culoalzao, La Estrella, Santa Cruz, La Nigua y Los Cielos en San Martín de Loba-Sur de Bolívar; San Antonio, Río Tetuán, La Marina, San Fernado – Tolima, asociados al Batolito de Ibagué.

BOLSADAS y BONANZAS = “Nidos, racimos, riñones”

Soluciones Hidrotermales

Masas de mineral localizadas en sitios específicos, cuya forma es irregular, con tendencia a ser alargadas que se extienden en posición vertical o inclinada. Son depósitos hidrotermales con características de vetas de fisuras y filones de reemplazamiento.

Depósito Goldfield

Depósito localizado en Goldfield, Nevada – USA. Es uno de los yacimientos tipo bonanza mejor conocidos durante el siglo pasado. La actividad hidrotermal está relacionada con la formación de una caldera durante el Oligoceno y el vulcanismo del Mioceno. Las rocas más antiguas son argilitas y cherts del Ordovísico y calizas de la Formación Palmetto, rocas intruidas por cuarzomonzonitas del Jurásico que contienen molibdenita diseminada.

Las rocas más jóvenes son flujos riolíticos y tobas que dieron origen a una caldera, fracturada en uno de sus costados, episodio volcánico con el cual se relaciona la alteración hidrotermal en forma de anillo envolvente, en la zona de fractura.

La zona de alteración hidrotermal se caracteriza por cuarzo, alunita, caolín y pirita, silicificación controlada por fracturas, argilización y propilitización. Los minerales de mena incluyen: sulfuros, sulfosales, oro nativo y teluros. Se conocen los minerales: pirargirita, famantita (Cu3SbS4), tetrahedrita y golfieldita (Cu12 (Sb, As4TeS)13).

HOT SPRINGS = Chorros CalientesSoluciones Hidrotermales

Cuando los fluidos mineralizados con oro y plata ascienden desde intrusiones ígneas calientes, que luego se mezclan e interactúan con el agua meteórica, cerca de la superficie, el oro se deposita en la zona de ebullición, en forma de chorros calientes, fluidos mineralizados que alcanzan la superficie y se enfrían, formando una mena. La alteración de las rocas de caja se debe a la invasión de fluidos calientes, consistente en alteración avanzada de caolinita.

La mineralización de éstos depósitos epitermales particulares se caracteriza por cuarzo, minerales de carbonato, pirita, arsenopirita, minerales de sulfuros básicos-metálicos y una variedad de sulfosales. Los principales minerales de oro, son la variedad nativo, varios telurios y la auroestibita que se presentan en algunos depósitos de éste tipo.

PORFIDOS CUPRIFEROS

Soluciones Hidrotermales, Rocas Subvocánicas Porfídicas

El término pórfido fue asignado a una variedad alterada de porfirítita (lapis porfirítas) según el color púrpura, que se extiende hasta la roca de caja que contiene fenocristales en una matriz de grano fino o afanítica. La textura resultante se define como porfirítica.

Un stock es una masa ígnea cilíndrica en el interior de la corteza y la palabra porfirítica describe la naturaleza bimodal de los minerales dentro del stock, observables macroscópicamente. La expresión de éste tipo de sistemas son usualmente estratovolcanes, sin embargo en varias localidades la expresión del edificio volcánico ya ha sido erodada. Los depósitos Pórfido Cupríferos derivan su nombre de stocks porfiríticos que presentan mineralización en el centro del cuerpo de roca.

Es común encontrar zonas anómalas, en éste tipo de depósitos, caracterizadas por un enriquecimiento mineral cerca de la superficie, debido a la percolación del agua lluvia a través de las fracturas de las rocas. La percolación disuelve los minerales cerca de la superficie y los redeposita en horizontes internos específicos. Dichas zonas contienen una mineralogía (dispuesta en forma concéntrica y radial, alrededor del stock) caracterizada por azurita, malaquita, crisocola, molibdenita, entre otros minerales y trazas de oro y plata.

Varios investigadores consideran que los fluidos causantes de las alteraciones y mineralizaciones en las rocas pudieron tener un origen hidrotermal y /o meteórico.

Minerales. Aunque se conocen más de 200 minerales de cobre, sólo unos 17 son de importancia económica. En general, los minerales de cobre se agrupan en: cobre nativo, oxidados y sulfuros, los principales son:

Tipo Oxidos:Mineral Fórmula Contenido (en %) de CuCuprita Cu2O 88.8 Tenorita CuO 79.8Malaquita CuCO3.Cu(OH)2 57.4Azurita CuCO3.Cu(MOH)2 55.3Crisocola CuSiO3.2H2O 36.1Calcantita CuSO4.5H2O 27.2Broncanita Cu4SO4(OH)6 56.2Atacamita Cu2Cl(OH)3 59.5Antlerita Cu3SO4(OH)4 54.0

Tipo Sulfuroso, simple y complejoCalcosita Cu2S 79.8Covelita CuS 66.4Calcopirita CuFeS2 34.5Bornita Cu5FeS4 63.3Enargita Cu3AsS4 48.3Tetrahedrita Cu8Sb2S7 52.1Tenantita Cu7As2S7 57.0

La asociación mineralógica típica es: pirita, calcopirita, galena, esfalerita, bornita, malaquita, azurita, cuprita, argentita, calcocita, (plata, oro y/o molibdeno). Los pórfidos cupríferos se caracterizan por:

Forma: más o menos cilíndrica o cónica invertida, con sección horizontal ovalada o circular. El cuerpo mineral puede presentar en forma de hongo en cuya parte superior aparece mineralización secundaria y en el tallo del hongo, la mena primaria.

Amplias zonas de roca porfídica, alterada hidrotermalmente, presentan sulfuros en venas de cuarzo, estobercas, fracturas y diseminación, en áreas no mayor a 10 Km2, coincidente con zonas de mineralización concéntrica e intrusión de brechas hidrotermales y diques.

Tamaño: cuerpos rocosos de grandes proporciones. Su tonelaje se expresa en centenares y hasta miles de millones de toneladas.

Tenor: Usualmente bajo, inferior al 1% de Cu, y trazas de Au (Ag) o Mo.

Ambiente Tectónico: Depósitos ubicados en bordes de convergencia de placas, relacionado a magmatismo a lo largo de cinturones orogénicos, también emplazados en stocks durante el tectónismo distensional, relacionados a fallas regionales siguiendo franjas transarco y acreción de márgenes continentales.

Ambiente Geológico - Ambiente Deposicional: Stocks epizonales (pórfidos de emplazamiento somero o cerca de la superficie) emplazados en arcos volcano - plutónicos, comúnmente en arcos de islas volcánicas y arcos de márgenes continentales. Algunas rocas pueden estar mineralizadas, pero generalmente los stocks más superficiales presentan diques y pilas volcánicas congénitas.

Estructura y Textura: venas y estobercas con cuarzo y sulfuros; granos de sulfuros en fracturas y fracturas internas. Generalmente, sulfuros diseminados reemplazando minerales máficos primarios. Fenocristales de cuarzo pueden estar parcialmente reabsorbidos en intercrecimiento con sílice.

Mineralogía de Mena: El contenido de sulfuros asciende desde 5 hasta 18%, siendo pirita el sulfuro predominante, en algunos depósitos se presenta magnetita y pocas veces hematita. Son comunes calcopirita, bornita, calcocita y menos molibdenita y esfalerita. Los minerales subordinados son tetrahedrita - tenantita, enargita y trazas de oro, electrum y arsenopirita. Algunos depósitos que presentan vetas contienen galena y esfalerita.

Mineralogía de Ganga: cuarzo, biotita, sericita, feldespato potásico, magnetita, clorita, calcita, epidota, anhidrita y turmalina. Algunos de estos minerales presentan alteración pervasiva, debido a minerales primarios ígneos.

Minerales de Alteración: cuarzo, sericita, biotita, feldespato potásico, albita, anhidrita - yeso, magnetita, actinolita, clorita, epidota, calcita, minerales arcillosos y turmalina. La alteración formada en forma temprana puede estar sobreimpuesta por eventos jóvenes.

Alteraciones de las Rocas: Se presentan en zonas concéntricas, alrededor del stock porfirítico. Son del tipo potásica, fílica o sericítica, arcillosa, propilítica y silícea.

Meteorización: zonas supérgenas contienen calcocita, covelita, y otros sulfuros de cobre, crisocola, cobre nativo y óxidos de cobre, carbonatos y sulfatos. En la superficie se presentan zonas lixiviadas caracterizadas por capas de hierro y minerales arcillosos supérgenos, limonita (goetita, hematita y jarosita) y cuarzo residual.

Control de los Depósitos: contactos ígneos, fases intrusivas internas y externas con la roca de caja, cúpulas hacia la superficie, stocks bifurcados y diques. La presencia de brechas indica eventos hidrotermales recientes. En las zonas donde se presenta confluencia de fracturas se presenta estobercas con alto contenido de mineral.

Edad Geológica: Los depósitos se enmarcan en dos períodos Triásico – Jurásico (210-180 M.a.) y principalmente Cretáceo.- Terciario (85-45 M.a.), con un predominio de depósitos del Terciario.

Casi todos los pórfidos cupríferos están asociados a los cinturones orogénicos de edades Mesozoico y Cenozoico, en zonas de subducción presente. La formación de éstos depósitos está relacionada con el emplazamiento de magmas acuosos en una cubierta de rocas muy permeables, a relativa poca profundidad, en la corteza terrestre. Las intrusiones y sus fases fluidas aportaron el calor y la energía necesaria para crear las fracturas.

Depósitos Asociados: epitermales de bajo contenido de sulfuros y de alto contenido de sulfuros, skarn de Cu, porfidos auríferos, depósitos presencia de vetas con enargita, mineralizaciones de reemplazamiento y estobercas, vetas de cuarzo - carbonatos con oro y polimetales, brechas mineralizadas y depósitos de placer.

Origen: los depósitos de pórfidos cupríferos, Stanton presentan dos posibles orígenes:

1. Enfriamiento rápido de la masa magmática proveniente de mayor profundidad, en donde se había iniciado la cristalización lenta del magma, originando los fenocristales de la roca profirítica, que luego al ascender y enfriarse rápidamente, permitieron también la cristalización rápida de los sulfuros, en forma diseminada dentro de la roca.

2. Solidificación rápida de la parte superior de la masa magmática, seguida del enfriamiento lento de su parte más profunda. En la zona de solidificada rápidamente, se diseminan los sulfuros cristalizados. En la parte inferior, los sulfuros se concentran y luego invaden las pequeñas grietas que se han formado en la parte solidificada, al avanzar el enfriamiento, y en algunos casos, también en la roca de caja, cerca al contacto, originando vetas de relleno y en menor escala de reemplazamiento.

Estos inmensos depósitos son el resultado de la intrusión de cuerpos monzoníticos - dioríticos y pórfidos, a lo largo de sistemas de fallas regionales. El ascenso del cuerpo intrusivo en diferentes facies, acompañado por soluciones hidrotermales, desde la cámara magmática, además de la permeabilidad de la roca de caja, favoreció la presencia de alteración hidrotemal, en la roca huésped.

Durante la alteración se eliminó algo de hierro, magnesio, sulfuros y algunas cantidades de éstos reemplazaron los silicatos en las zonas de fracturamiento, siendo éstas también mineralizadas. De ésta manera, se metalizó un gran volumen de roca, con cobre suficiente para constituir una mena comercial. La erosión subsiguiente profunda de la mena, liberó el cobre, dando origen a zonas de enriquecimiento de sulfuros supergénicos.

De otro lado, los depósitos de pórfido cuprífero se separan según el contenido de los metales y a la presencia de Cu - Au y Cu - Mo y según el proceso hidrotermal. Aunque desde el punto de visto morfológico de los depósitos calcoalcalinos se pueden separar en tres clases: volcánico, clásico y plutónico.1. Depósitos tipo Volcánico: Están asociados a múltiples intrusiones en ambiente de rocas subvolcánicas, son comunes silos, diques y brechas intrusivas. La presencia de edificios volcánicos, estructuras, cuerpos extrusivos y cuerpos intrusivos subvolcánicos es posible en varios casos, o están inferidos.

Generalmente, se presentan mineralizaciones a menos de 1 Km de profundidad, están asociadas con el desarrollo de brechas o como reemplazamientos, controlados litológicamente en rocas de caja con alta permeabilidad primaria. Alteración propilítica se desarrolla hacia los bordes, localmente alteración potásica hacia el centro y desarrollo de alteración fílica en mineralizaciones jóvenes.

2. Depósito Tipo Clásico: Stocks relacionados con múltiples emplazamientos a profundidad, 1 a 2 Km, intrusiones porfiríticas cilíndricas. Numerosos diques y brechas de edad pre, intra y posmineralización modifican la geometría del stock. Cuerpos mineralizados se presentan a lo largo de márgenes y adyacente a intrusiones anulares. La alteración mineral de sulfuros en forma zonada desde potásica hasta propilítica, alrededor se presentan zonas con contenidos de biotita y alteración fílica que contiene molibdenita, calcopirita y aureolas de pirita.

3. Depósito Tipo Plutónico: Se localizan en cuerpos intrusivos plutónicos batolíticos, a profundidad entre 2 y 4 Km, asociados a rocas de composición intermedia y a rocas de textura porfirítica de grano grueso. Presentan diques y cuerpos de brechas intrusivas. La intrusión puede generar rocas de diferente composición debido a la diferenciación entre las distintas fases del magma emplazado.

Es común la presencia de cuerpos mineralizados en estobercas con zonas de alteración fílica que contienen calcopirita, bornita y pirita en menor cantidad; la alteración potásica y fílica están restringidas al fracturamiento de los cuerpos mineralizados; la alteración fílica – argílica está asociada a las venas y fracturas y la alteración propilítica se caracteriza por minerales máficos cloritizados, plagioclasa sausuritizada y pequeñas cantidades de epidota.

La clasificación, según su origen es la siguiente:

1. Metasomáticos, depósitos de cobre - níquel: Insizwa (Africa del Sur), Merensky Reef (Transvaal), Frood en Sudbury (Ontario).

2. Metasomáticos de contacto: depósitos antiguos de Morenci (Arizona), Bingham (Utah) y Cananea (Méjico).

3. Relleno de Cavidades de origen hidrotermal:tipo vetas de fisura: Butte (Montana), Walter (California). Tipo relleno de Brechas: Nacozari (Méjico), Bisbee (Arizona), Braden (Chile). Tipo Relleno de cuevas: Bisbee en Arizona. Tipo relleno de espacios porosos: Red Bed en Nuevo Méjico, Urales (Rusia). Tipo relleno vesículares: distrito de Lago Superior.

4. Reemplazamiento, de origen hidrotermal:Tipo masivo: Bisbee, Unites Verde (Arizona), Ducktown (Tennesse), Noranda

(Quebec), Flin Foln (Manitoba), Granby (Columbia Británica), Río Tinto (España), Boliden (Suecia), Cerro de Pasco (Perú).

Tipo Filón: Kennecott (Alaska), Magma, Globe, Bisbee (Arizona), Butte (Montana), Britannia (Columbia Británica).

Tipo Diseminado: Bingham (Utah), Ely (Nevada), Ray, Miami, Inspiration, Ajo y Clay Orebody, Morenci (Arizona); Santa Rita (Nuevo Méjico), Braden, Chuqicamata y Potrerillos(Chile).5. Sedimentarios, de origen hidrotermal: Kupeferschiefer, Mansfield (Alemania).

6. Oxidación Superficial, de origen hidrotermal: Bisbee y Globe (Arizona), Chuquicamata (Chile), Katanga (Congo Velga).

7. Enriquecimiento Supergénico, tipo hidrotermal: Cananea (Méjico) y United Verde Extensión (Arizona).

Depósitos y Prospectos de Pórfido Cuprífero en Colombia

En Colombia se presentan los prospectos mineralizados denominados: Acandí, Pantanos-Pegadorcito, Murindó, Comitá y Andágueda, asociados al Batolito de Mandé en la cordillera Occidental. Chilí, El Infierno y Andes en la cordillera Central. El Pisno, El Tambo, Dominical y Piedrasentada hacen parte del sistema tectónico Cauca Romeral y Mocoa ubicado en el extremo sur, donde se unen las cordilleras Central y oriental.

ALTERACIONES HIDROTERMALES

Las zonas de alteración hidrotermal son tan intensas y evidentes que pueden cubrir varios kilómetros superficiales y varias decenas de metros a profundidad, contrario a la mineralización metálica que se restringe a pocos metros, las cuales guardan relación entre sí.

Los procesos principales y más generalizados de alteración de las rocas laterales relacionada con la formación posmagmática de menas, son: sericitización, cloritización, propilitización, argilización y skarnización, feldespatización, greisenización, cuarcificación, dolomitización, listwanitización (es un agregado de cuarzo, carbonato-sericita con sulfuros), serpentinización y talquización de las rocas ultramáficas, la turmalización, biotitización, adularización, epidotización, fluoritización, grafitización, baritinización y piritización.

1. Propilítica: Generalmente es la alteración más común y más superficial, caracterizada por bajas temperaturas y una débil hidrólisis, la mineralogía es cuarzo – moscovita y la asociación clorita – calcita – caolinita, clorita – calcita – talco, clorita – epidota, calcita, clorita – epidota. Con frecuencia se asocian la alunitización y la ceolitización.

2. Argílica o caolinítica: Caracterizada por una hidrólisis fuerte y la presencia de arcilla y lixiviación de calcio. Además de la asociación cuarzo - moscovita – caolinita – motmorillonita y cuarzo – moscovita – clorita – montmorillonita. Además de alunita, jarosita, halloysita.

3. Fílica: Presencia de cuarzo –sericita – pirita. Cuando hay presencia de agua lluvia que se infiltran genera una lixiviación intensa de los sulfuros, al igual que la arcilla.

4. Sericitización: Alteración común en las rocas de composición ácida y media, en las cuales los feldespatos, sobre todo las plagioclasas, se sustituyen por sericita. Los minerales comunes son cuarzo, carbonatos, cloritas, turmalina, rutilo y leucoxeno.

5. Silícea: Cuando los fluidos hidrotermales contienen abundante sílice y lo llevan hasta la superficie, como fuentes geotérmicas, forman una masa porosa de sílice en forma de hongo, denominada sínter. La hidrólisis es intensa.

5. Potásica: Generalmente es la alteración más profunda y está relacionada con la parte central del cuerpo mineralizado. Se caracteriza por la presencia de fluidos hidrotermales a altas temperaturas, por cuarzo - feldespato potásico - biotita - plagioclasa intermedia.

El proceso de formación de la alteración hidrotermal es la siguiente:

Etapa 1. La intrusión del magma genera un metamórfismo térmico formando rocas de contacto tipo cornubiana.

Etapa 2. Al enfriarse el plutón genera un fracturamiento y transferencia de masa

Etapa 3. El metamórfismo y el fracturamiento originan mineralizaciones con un núcleo de feldespato potásico, hacia los bordes se origina alteración propilítica y alteración argílica. En ésta etapa se presenta circulación de agua meteórica, circulación de fluidos magmáticos y soluciones hidrotermales convectivas.

Etapa 4. Enfriamiento del sistema y de la actividad hidrotermal, la envoltura de convección se colapsa al interior y se presenta alteración argílica.

Las áreas con contenido tan elevado de metales que circundan los cuerpos metalíferos se llaman aureolas de dispersión y constituyen una diseminación esporádica fina, a veces vetillas pequeña de minerales formadores de mena, distribuidas en la en las rocas encajantes en la periferia de los cuerpos metalíferos y que no siempre son visibles.

Una distribución generalizada de los elementos en las aureolas de dispersión primaria, es la siguiente desde arriba hacia abajo:

Ba-Sb, Hg, As, Ag, Au, Pb, Zn, Cu, Bi, W, Mo, U, Sn, Co, Ni, Be

CHIMENEAS BRECHADASSoluciones Hidrotermales

Una brecha es una roca constituida por fragmentos que se mantienen unidos por una matriz y cuyo cemento, en el caso de las asociadas a mineralización pueden ser minerales hidrotermales, incluyendo minerales de mena: sulfuros, oro, plata, cuarzo, turmalina y carbonatos.

En general, los minerales hidrotermales rellenan total o parcialmente los huecos formados en la roca fragmentada. Los procesos hidrotermales en ocasiones producen reemplazo o metasomatismo en brechas, éste reemplazo corresponde ocasionalmente a cemento, pero que ha sido emplazado por sustitución de material preexistente en la brecha. Gran parte de la mineralización ha sido introducida por fluidos hidrotermales y consecuentemente se encuentran en la masa total.

La disposición de fragmentos de roca angulosos, en la brecha, originan huecos que permiten la entrada de soluciones mineralizantes y la posterior formación de la mena. La roca de caja está asociada a rocas subvolcánicas de textura porfídica, de composición desde félsica hasta básica y en facies porfídicas de cuerpos intrusivos félsicos.

En las brechas, genéticamente asociadas a procesos hidrotermales, es común que sean formadas por desagregación de rocas preexistentes in situ o con limitado transporte de fragmentos. Normalmente se presenta un desplazamiento descendente de los fragmentos en toda la brecha, los fragmentos parecen haber sido separados y podrían regresar a su posición original. Casi siempre son monolítológicas, solo hay mezcla de litologías cuando la brecha cruza contactos litológicos.

Las brechas se forman a temperatura entre 300 y 475oC, se presenta una liberación explosiva de volátiles de un magma, cuando éste se aproxima a la superficie a alta temperatura y disminución drástica de presión. Originada por un cuerpo ígneo de textura porfídica que atrapa fragmentos de roca.

Se estima que las chimeneas de brecha se emplazan a profundidades de 1 a 3.6 Km, interpretado por su ubicación en la parte apical de intrusivos epizonales. El diámetro, en general, oscila entre 50 y 300 m, la vertical en la mayoría de los casos se desconoce, pero excepcionalmente pueden llegar hasta 1 Km. Dichos cuerpos intrusivos desarrollan contactos muy tajantes con la roca de caja y presentan una mínima alteración hidrotermal.

En algunos casos, los cuerpos de brecha terminan hacia arriba en forma de cúpula y la poca existencia de éste techo indica que es improbable que éstos cuerpos hayan alcanzado hasta la superficie. Generalmente la base de las chimeneas es irregular, aproximadamente plana, y terminan contra un intrusivo menos alterado.

Los depósitos minerales se presentan como cuerpos individuales cilíndricos o tabulares, de sección circular u ovoide en planta, con dos dimensiones largas y dos cortas, ubicadas en una posición vertical a eventualmente casi horizontal (no se desvían de la vertical más de 15º), La mayoría de las veces, la dimensión vertical es mayor que la dimensión horizontal. A profundidad se angostan en forma de cono invertido y a veces se ramifican hacia el techo.

La composición es sulfuros, metales básicos, oro y plata asociada. El cobre se incrementa a profundidad (0.8 a 3.4%), el molibdeno disminuye en el mismo sentido (1.1 a 0.15%).

Minerales comunes: pirita, calcopirita, molibdenita, wolframita, magnetita, especularita, arsenopirita, esfalerita, tetrahedrita, bismutina, fluorita, apatito y oro. Minerales de ganga: cuarzo, sericita, clorita, actinolita, carbonatos, turmalina, feldespato potásico, biotita y anhidrita. La alteración es local y restringida: pirita, sericita, cuarzo, clorita y epidota.

Las brechas se agrupan en tres grandes grupos:

1. Depósitos Asociados a Volcanismo. La actividad volcánica explosiva origina chimeneas de brecha, de dos clases: antiguo cráter y chimenea volcánica rellena por la brecha y brechas estratificadas que se caracterizan por la forma ovalada, dispuestas en forma vertical a inclinadas, con presencia de drusas y textura de crustificación entre materiales de ganga y mena.

2. Depósitos de Brecha de Hundimiento. Denominada brecha de craquelado. El hundimiento se puede originar por solución, en las primeras fases de mineralización cuando se generan espacios vacíos y oquedades. Posterior al hundimiento, el mineral fue emplazado por relleno de espacios abiertos en las cavidades de la brecha, es común la lixiviación de sulfuros, a gran escala. Es similar cuando en la mina se extrae un bloque mineralizado, se rompe la estructura y se hunde el bloque, desde el techo.

3. Depósitos de Brecha Tectónica. Plegamientos, fallas u otras fuerzas tectónicas e intrusión que originan fragmentación, desmenuzamiento, trituración y “arina de roca”.

Las brechas de quebrantamiento y de conglomerado generan fragmentos semiredondeados, con mínima matriz, y las brechas de craquelado y de desmenuzamiento generan fragmentos angulosos, bien triturados y material fino, denominado “arina”.

Sillitoe (1984) clasifica las brechas mineralizadas, relacionadas a mineralizaciones, en cinco grupos principales:

a). Brecha Magmático – Hidrotermal. Cuerpos de chimeneas de brechas asociadas a sistemas porfiríticos.b). Brechas Hidromagmáticas. Acá se presentan varios depósitos asociados: pórfidos, kuroko, freatomagmáticos, mar – diatrema.c). Brechas Magmáticasd). Brechas Intrusivase). Brechas Tectónicas. Acá se presenta un fracturamiento frágil en fallas.

Depósitos Tipo Brechas en Colombia

En Colombia se conoce la brecha de Miraflores - Quinchía asociado a un cuerpo porfídico y rocas volcánicas de la Formación Barroso. Depósito Cripple Creek

Yacimiento localizado en Colorado Springs –USA, donde afloran granitos neis metasedimentarios del Proterozoico Inferior. La roca huésped son vulcanitas fragmentadas y sedimentos clásticos depositados en una zona de calderas rodeada de andesitas y riolitas del Mioceno. El brechamiento explosivo está asociado con los últimos estadios de la intrusión ígnea.

El mineral de mena (oro, krennerita AuTe2 y silvanita, barita, estibina, molibdenita, wolframita, galena, esfalerita, acantita Ag2S) se encuentra en vetas de relleno de fractura y como depósitos irregulares fracturados y como cuellos en las brechas volcánicas, con los que se asocia las alteraciones propilíticas con pirita y calcita, argílicas con vetas de cuarzo, adularia, fluorita y pirita.

Capitulo III. PROCESO DE EXHALACION Y VULCANISMO SUBMARINO

Asociado a fuentes termales que inyectan sedimentos, en los pisos oceánicos, por interacción de soluciones circulantes en agua de mar, asociadas a volcanismo, se forman depósitos primarios exhalativos.

Bernhart et al.(1982) en Augustithis (1995) define el término exhalativo como rocas volcanosedimentarias submarinas, detríticas o químicas depositadas por fluidos hidrotermales, en pisos oceánicos.

3.1 YACIMIENTOS MINERALES ASOCIADOS A ROCAS IGNEAS MÁFICAS, FLUJOS DE LAVA

En el techo de los complejos ofiolíticos, asociado a flujos de lava de rocas máficas se presentan sulfuros masivos, cuyo origen es volcanogénico y exhalativos volcanogénicos.

SULFUROS MASIVOS

Depósitos de Volcanismo Submarino, minerales metálicos

Depósitos formados por soluciones hidrotermales en el fondo oceánico, en un ambiente tectónico activo y de composición mineralógica similar en cuanto a características químicas, morfológicas, texturales, tonelaje y tenor; además de la mineralogía de la roca de caja.

El contacto superior con la roca de caja es tajante, mientras que el contacto inferior puede ser gradacional. La morfología de un depósito individual puede ser de un cuerpo tabular hasta un cono de lado vertical, es común la zonación química, mineralógica y textural de las menas y los cambios metasomáticos de la roca de caja dentro de la zona de alteración hidrotermal.

La composición de los depósitos de sulfuros masivos es: Cu–Zn; Pb–Zn–Cu–Ag y pirita–Cu, además de trazas de Au asociado (Hutchinson, 1973). Sawkins (1976), considerando las características del depósito y la tectónica, los clasifica en tipo: Chipre en Chipre, Kuroko y Besshi en Japón y Sullivan (Sedex) en Columbia Británica.

Solomón (1976) los clasifica de acuerdo a su composición, en tres grupos: Zn–Pb–Cu, Zn–Cu y Cu. Sangster y Scott (1976) los clasifica, según el ambiente geológico, en: volcánico, sedimentario y volcanosedimentario. Otra posibilidad es asociados a ambientes volcanogénicos y exhalativos – sedimentarios.

En éste sentido, los sulfuros masivos se clasifican en tipo Chipre, tipo Kuroko, tipo Besshi y tipo Sullivan, además de los depósitos contemporáneos presentes en los actuales pisos oceánicos, Fumarolas Negras:

Sulfuros Masivos Tipo Chipre

Secuencia ofiolítica, formada en un centro de expansión submarina, meso-oceánica (Gass, 1980) ó en un arco de islas (Miyashiro, 1973) asociado a un basamento oceánico, de naturaleza basáltica desarrollado en el Cretáceo Tardío, debido a procesos de subducción y posteriormente levantado a la posición actual.

Las mineralizaciones, localizadas en el macizo de Troods en Chipre, están asociados a lavas almohadilladas, las cuales aportan cantidades de cobre, zinc, plomo, plata, oro y subproductos: estaño, cadmio, antimonio y bismuto. La mayoría de los depósitos contienen menos de 1 millón de toneladas, sólo pocos depósitos superan 1 millón de toneladas de mineral de interés económico.

Según Sawkins, 1973; Hutchinson, 1971; Kennedy and De Grace, 1972) las características de los depósitos tipo Chipre, son las siguientes:

- Formadas durante las primeras etapas de expansión del piso oceánico, proceso exhalativo – sedimentario

- No se presentan rocas félsicas ó piroclásticas- Es poca la presencia de rocas sedimentarias tipo chert y sedimentos fosilíferos- Es común el brechamiento, rompimiento y recristalización de las rocas- La forma común es de hongo, sartén o batea, pero pueden ser de forma lenticular,

del tipo estratoconfinado (Constantinou and Govett, 1972)- La mineralización está asociada a flujos de lava- Predomina la alteración hidrotermal propilitización, silicificación y metasomatismo de

clorita- El contacto superior, techo, de la mineralización es con lavas almohadilladas- El contacto inferior, base, es con mineral de mena dispuesto en forma diseminada o

en estoberca

- Los contactos son nítidos entre la mena masiva y la roca de caja- La textura de los minerales es desde compleja hasta coloforme.- Minerales principales calcopirita, pirita, marcasita, a veces esfalerita y trazas de oro

y plata en forma diseminada, en estoberca y masiva- El cuerpo mineralizado se separa en cuatro zonas:

a. Horizontes con sulfuros expuestos a la oxidación marina, óxidos de hierro color ocre, con cuarzo, jarosita e illita

b. Calcopirita, pirita principalmente y esfalerita en forma masiva, concordante con las lavas y los sedimentos como roca de caja

c. Zona de aspecto brechoide con pirita diseminada en sedimentos silíceos y óxidos de hierro

d. Debajo de lo anterior se presenta un enrejado o estoberca, con venas de cuarzo y sulfuros cementados en una zona brechada de basaltos cloritizados y sulfuros rellenando fracturas en lavas almohadilladas (Hutchinson and Searle, 1971).

Sulfuros Masivos Tipo Kuroko

Depósitos de estructura masiva, zonados, de formas lenticulares que suprayacen zonas de enrejados, compuestos por metales básicos, dispuestos en forma estratiforme, en secuencias volcanosedimentarias de origen exhalativo submarino, asociadas a arcos volcánicos calco-alcalinos, típicos de zonas de convergencia, cerca de las cuencas bordeadas por fallas.

También se presentan tobas félsicas, lavas riolíticas y cuerpos intrusivos poco profundos dentro de paquetes de rocas volcánicas, los cuales no han sufrido deformación debido a su juventud; no hay presencia de rocas metamórficas. La edad es Mioceno (13 Ma), aunque su desarrollo es desde el Paleozoico. La mineralización está asociada a cuerpos riolíticos y existe zonificación tanto lateral como vertical. La mena de estructura masiva está cubierta por arcilla o jaspe rojo y la alteración típica de la roca de caja es la silicificación hacia el centro, sericitización y cloritización hacia fuera, el potasio y el magnesio aumentan y el sodio disminuye hacia fuera del cuerpo mineral; es común un metasomatismo de silíce. La localidad tipo es Kuroko, Japón, donde el distrito minero de Hokuroko se constituye de tres depósitos importantes: Hanaoka con 35 millones de toneladas de mineral, Kosaka con 25 millones de toneladas de mineral y Shakani con 10 millones de toneladas.

La presentación del cuerpo es la siguiente:

- En la superficie se presenta una zona de Gossan que contiene limolita porosa, hematita, jarosita, malaquita, sílice libre y minerales de enriquecimiento supergénico: calcosina, covelina, marcasita y bornita.

- La zona masiva, con azufre de 40%, se separa en aglomerados volcánicos, porosos, con sulfuros de textura coloforme y bloques semiporosos a compactos hacia la base.

- La zona intermedia contiene cuarzo y pirita cuprosa, con azufre entre 30 y 40%.- La zona inferior contiene azufre menor a 30%, pirita y calcopirita en venillas de

cuarzo que constituyen una estoberca.

Como parte del depósito son comunes vetas y estobercas de metales básicos, en promedio, 21% Fe, 12% Ba, 5% Zn, 2% Cu, 1.5% Pb, 1.5 gr/ton Au y 95 gr/ton Ag, la barita y el yeso son comunes en las zonas cercanas al depósito.

La mineralogía es:

- Pirita – calcopirita (zona Keiko)- Yeso – anhidrita (zona Sekkoko)- Pirita – calcopirita (zona Ryukako)- Pirita – calcopirita – esfalerita (zona Oko), mena amarilla- Esfalerita – galena – calcopirita – pirita – barita (Kuroko), mena negra- Barita- Chert ferruginoso

La paragénesis del depósito es:

- Pirita, primer mineral en formarse en cristales- Calcopirita, segundo mineral en cristalizar en venas, rellenando fractura y en forma

diseminada- Esfalerita, tercer mineral en cristalizar, a lo largo de fracturas.- Trazas de oro y plata se presentan en la fase dos y tres.

Sulfuros Masivos Tipo Besshi

Depósitos asociados a rocas lávicas desde basaltos hasta andesitas intercaladas con sedimentos terrígenos de aguas profundas y hacia la periferia arcillolitas, areniscas y rocas metamórficas tipo esquistos cloriticos, esquistos grafitosos y esquistos cuarzosos.

Depósitos típicos generados en zonas tensionales, cerca de las cuencas bordeadas por fallas, asociados a la formación de islas volcánicas o volcanes poco profundos, adyacentes al continente. La edad de los depósitos es Mesozoico Inferior a Paleozoico.

Los cuerpos son tabulares con altos contenidos de pirita, calcopirita y esfalerita subordinadas.

Sulfuros Masivos Tipo Sedex

Los depósitos sedimentarios exhalativos (Sedex) son un tipo de depósitos asociados a rocas sedimentarias. Son los depósitos mayores productores de plomo y zinc y constituyen grandes reservas, incluyen la mina Sullivan en Columbia Británica, Red Dog en Alaska, Mount Isa, Broklen Hill y HYC en Australia y Rammelsberg en Alemania.

Los depósitos Sedex consisten en capas de sulfuros masivos (o rocas compuestas al menos por 60% de sulfuros) interestratificados con capas de rocas sedimentarias, éstas intercalaciones incluyen sediemntos químicos originados de precipitación o sus elementos constituyentes (chert, el cual precipita sílice, barita, el cual precipita sulfato de bario y carbonatos) y sedimentos clásticos ( arcilla, lododilitas y shale). El término sedimentario exhalativo refleja la ocurrencia de sulfuros masivos precipitados a partir de fluidos hidrotermales sobre el piso del océano.

En algunos casos los sulfuros masivos pueden ser movilizados del paquete de rocas sedimentarias a través de aberturas o por precipitarse lejos de éstas. Los metales corresponden a capas alternantes de pirita y pirrotina con menores cantidades de esfalerita y galena.

A diferencia de los sulfuros masivos volcánicos, los Sedes no contienen cobre. Las cantidades de plomo, zinc y plata decrecen al alejarse de la abertura.

El basamento sedimentario está fallado y los fluidos hidrotermales que los forman se derivan de los sedimentos más profundos del basamento, extrayendo a éstos los iones metálicos.

Podría existir alguna eventual relación con los depósitos encontrados en el Valle de Mississipi, donde los estratos de sulfuros masivos son parte de una secuencia sedimentaria vertical. Mineralizaciones de Sulfuros Contemporáneos (Black Smokers)

Actualmente en los límites entre placas, en expansión activa (dorsal meso-oceánica del Pacifico Oriental, latitudes 21oN y 21oS, Rift de Galápagos y sedimentos del Mar Rojo), se presenta intensa actividad hidrotermal, deposición permanente de minerales del grupo de los sulfuros y formación de depósitos de sulfuros masivos, con poco material de ganga.

La actividad hidrotermal está asociada a procesos volcanogénicos submarinos, asociados a formación de nueva corteza oceánica, a temperaturas desde pocos grados

hasta 400oC, acidez hasta 3.6, no contienen O2 libre y sulfatos, y profundidades hasta 2600 m.

El contacto súbito del vapor de agua y partículas de sulfuros con el agua de mar ocasiona turbidez, generando estructuras columnares de colores oscuros, recubiertas por óxidos de hierro, que se denominan FUMAROLAS NEGRAS (Black Smokers).

Los depósitos que se forman presentan una estructura bandeada y porosa y una textura coloidal y/o gel. La mineralogía es calcopirita, calcopirita de alta temperatura pirrotina, marcasita, pirita, melnicovita – pirita y blenda zonada. La composición es hierro, zinc, cobre y ausencia de plomo.

Depósitos y Prospectos de Sulfuros Masivos en Colombia

En Colombia una región potencial para éste tipo de depósitos es la cordillera Occidental, contituida por rocas volcánicas y rocas sedimentarias de origen oceánico.

La mineralización más conocida se denomina El Roble, actualmente en explotación, y Santa Ana, abandonada, las dos minas en la localidad de Carmen de Atrato – Chocó. El yacimiento es masivo, de forma lenticular e inclinación casi vertical, separado en varios cuerpos a partir del fallamiento a que fue sometido. Los sulfuros masivos están asociados a rocas volcánicas (basaltos toleíticos) y rocas sedimentarias (cherts intercalados con limolitas) cizalladas, de edad Cretácea, que hacen parte del Grupo Cañasgordas (Ortiz, 1989, 1990).

Se caracteriza por sulfuros de textura masiva, en parte bandeada y brechoide, el contenido de sulfuros es 90% con pirita y calcopirita principalmente y pirrotina subordinada, además de esfalerita, marcasita, trazas de oro, electrum y cuarzo, calcita, dolomita y grafito como ganga.

Otros minas y prospectos: mina El Dovio-Valle, donde se presentan sulfuros masivos asociados a rocas volcánicas del Grupo Dagua del cretáceo, la cuenca de la Quebrada Niverengo en Anzá-Antioquia y manifestación minerla en la perigferia de Ituango-Antioquia.

MANGANESO

Volcanismo y Sedimentación Submarina, mineral metálico

Los yacimientos vulcanógeno-sedimentarios se forman en el fondo de los mares geosinclinales y de plataforma, en el desarrollo temprano, debido a la actividad de un vulcanismo de composición basalto.

Varios de los depósitos de manganeso, hierro, plomo, zinc y pirita de origen volcanogénico y exhalativo volcanogénico están asociados a flujos de lava volcánica: basaltos – diabasas, tobas espilitizadas hasta andesitas, relacionadas a secuencias arcillo – silíceas y secuencias arcillo–carbonatadas, cuya forma es lenticular, dispuestos en forma concordante con las rocas volcanosedimentarias, donde están encajados. La edad va desde precámbrico hasta el reciente.

Las características geoquímicas son las siguientes:

- Común en rocas magmáticas: Mn+2 0.91 Ao, Fe+2 0.83 Ao, Mg+2 0.78 Ao, Ca+2 1.06 Ao, Zn+2 0.78 Ao

- Presente en las etapas de oxidación: Mn+3 0.70 Ao, Fe+3 0.67 Ao, Ti+3 0.69 Ao, V+3 0.65 Ao, Al+3 0.58 Ao.

- En rocas sedimentarias:Mn+4 0.52 Ao, V+4 0.60 Ao, W+4 0.67 Ao, Mo+4 0.67 Ao

Varios de los minerales formados son óxidos e hidróxidos, silicatos, carbonatos y sulfuros, teniendo en cuenta la similitud con el hierro en cuanto sus propiedades físico – químicas y su comportamiento:

Minerales del grupo de óxidos e hidróxidos:

- Manganosita (MnO), común en actividades magmáticas- Hausmanita (Mn.Mn2O3), común en aguas subterráneas- Manganita (Mn2O3.H2O), en sustancias a partir de la meteorización- Pirolusita (Mn02), en sustancias a partir de la meteorización- Wad (MnO.MnO2.H2O), mineral amorfo y terroso- Psilomelana (Ba(Mn+2, Mn+4)9O18.2H2O)- Criptomelano (K(Mn+2, Mn+4)8O16)- Bixbita (Mn+3, Fe3+)2O3

Minerales del grupo de silicatos:

- Rodonita (MnSiO3), asociado a granates con Mn, espersartita- Braunita (3(Mn+3, Fe+3)2O3.Mn+2SiO3

Minerales del grupo de carbonatos:

- Rodocrocita (MnCO3)

Minerales del grupo de sulfuros:

- Alabandita (MnS)- Hauerita (MnS2)

La genésis del manganeso está relacionada a partir de de los minerales máficos de las rocas ígneas o directamente del magma, siendo liberado por meteorización y alteración hidrotermal de esos minerales o por fluidos llevados fuera por el magma cristalizado. El manganeso fue transportado en soluciones muy diluidas y depositado en contenidos significativos, debido a cambios en el medio circulante. El manganeso con alto tenor presente en los depósitos, está relacionado con la depositación orignal y con la meteorización de los depósitos de bajo grado, particularmente los de carbonatos que fueron diluidos.

La presencia de manganeso formando depósitos es de índole volcanogénicos, sedimentarios (incluyendo los nódulos de manganeso) e hipogénicos:

- Los depósitos de manganeso de origen volcanogénico están relacionados con volcanísmo que genera lavas o piroclastos ya sean subaéreas o submarinas. Estos depósitos están compuestos por óxidos y en muchos casos relacionados con los lentes de chert y jaspe e interdigitados con sedimentos tobáceos y/o calcáreos, con alto contenido de minerales de manganeso que pueden ser silicatos. La presentación común es lenticular o estratiforme.

- Los depósitos de manganeso de origen sedimentario son de tipo carbonatos asociados a rocas carbonatadas o grafitosas, arcillosas, y los del tipo óxidos están asociados a sedimentos clásticos cuarzosos pobres en carbón orgánico.

Los depósitos de origen sedimentario del precámbrico y del paleozóico pueden estar asociados a formaciones férricas (Iron Formation), tal es el caso de los depósitos de Moanda-Gabón y de Minas Gerais-Brasil. También están asociados a evaporitas como en Three Kids-Nevada y Lucifer-México.

- Los depósitos hipogénicos fueron formados directamente por fluidos calientes (hidrotermales) que han ascendido desde considerable profundidad. Se presentan dentro del mismo marco estructural de los minerales básicos y preciosos asociados, la mayoría relacionados a rocas intrusivas y en las cuales se observa zonificación. La presentación es en venas y venillas y en rocas volcánicas brechadas formadas a relativa baja temperatura. Como ejemplo de menas de manganeso se conoce Lhan Dill en Alemania donde afloran basaltos, diabasas y tobas cubiertas por sedimentos metamorfoseados, calizas y jaspes. La mayor parte de las reservas de manganeso en el mundo provienen de Nikopol y Chiatura-Rusia.

Depósitos y Prospectos de Manganeso en Colombia

En Colombia, donde afloren rocas de corteza oceánica son zonas potenciales para mineralizaciones: en la cordillera Occidental donde afloran rocas del Grupo Cañasgordas, y en el flanco oeste de la cordillera Central donde afloran rocas del Complejo Quebradagrande. Depósitos como: La Sombra en Apía–Risaralda, Vallesí en Dabeiba–Antioquia y los prospectos La Loma en Santa Bárbara – Antioquia (lentes asociados a un cuerpo de chert y jaspe rojo, encajado en basaltos y tobas, el cual se compone de los minerales: braunita, manganita, pirolusita, rodocrosita y silomelana); Calima en el Valle, El Decio en Samaniego, Curcuel en Piedrancha–Nariño, San Félix-Caldas y Los Limones en la Tigrera-Chaparral,Tolima.

Otra presentación de minerlaes de manganeso es en forma de Nódulos de Manganeso. Depósitos marinos modernos asociados a ambientes volcanosedimentarios, formados por la acción de aguas hidrotermales, meteorización de las rocas del piso oceánico, diagénesis o precipitación y deposición de minerales en un medio marino. La fuente metálica puede ser volcánica exhalativa o erosión continental.

La presentación de las menas es en estratos o capas compuestas por fragmentos individuales de forma lobular – arriñonada, esférica y elipsoidal, de tamaño variable desde 1 cm hasta 1 m, distribuidos 100 nódulos por cada m2. Nódulos que contienen óxidos de Mn (20 –30%), Fe (2 –3%), Ni, Cu, Co, Cr, Ti, Zn (10 – 15%) en una masa concéntrica con núcleos de arena, arcilla y fragmentos fosilíferos. Los nódulos son más abundantes en los sitios donde los océanos que reciben poca cantidad de sedimentos, es decir en partes más profundas entre 2.000 y 5.000 m.

Las zonas promisorias y potenciales para encontrar reservas de nódulos de manganeso, incluyendo cobre cobalto y níquel, se localizan en el Oceáno Pacífico, frente a las islas de Japón y entre las islas de Hawaii, Marshall, Tahití y Samoa.

Otra posiblidad de encontrar manganeso es en pantanos y lagos, donde este mineral está asociado a sedimentos terrígenos aportados por los ríos.

CAPITULO IV. PROCESO DE SUBLIMACIÓN

Transición directa de un estado sólido a un estado gaseoso, ó viceversa. Procesos asociados íntimamente a volcanes y fumarolas, relacionados con compuestos que son volatilizados y posteriormente depositados a partir de vapor, a menor presión y temperatura, ejemplo azufre.

AZUFREDepósito por Sublimación, mineral no metálico

Es un elemento nativo, no metálico, insípido, inodoro, de color amarillo pálido. También llamado 'piedra inflamable'. El azufre nativo se presenta en la naturaleza en dos formas: como producto de fumarolas volcánicas, en cuyo caso es polvoriento y con escasos cristales grandes y como producto de la reducción de los sulfatos (yeso) en cuencas de evaporación cerradas con alto contenido en materiales reductores.

Todas las formas de azufre son insolubles en agua, y las formas cristalinas son solubles en disulfuro de carbono. Cuando el azufre ordinario se funde, forma un líquido de color café que se oscurece si se calienta más, alcanzando finalmente su punto de ebullición. Si el azufre fundido se enfría lentamente, sus propiedades físicas varían con relación a la temperatura, presión y el método de enfriamiento.

El azufre puede presentarse en varias formas llamadas modificaciones alotrópicas y diversas variedades sólidas, cuyas formas más familiares son el azufre rómbico y el azufre monoclínico. La forma más estable es el azufre rómbico, un sólido cristalino de color amarillo con una densidad de 2,06 g/cm3 a 20°C. Es ligeramente soluble en alcohol y éter, moderadamente soluble en aceites y altamente soluble en disulfuro de carbono.

A temperaturas entre 94,5°C y 120°C esta forma rómbica se transforma en azufre monoclínico, que presenta una estructura alargada, transparente, en forma de agujas con una densidad de 1,96 g/cm3 a 20°C. La temperatura a la que el azufre rómbico y monoclínico se encuentran en equilibrio, 94,5 °C, se conoce como temperatura de transición. Cuando el azufre rómbico ordinario se funde a 115,21°C, forma el líquido móvil amarillo pálido Sl, que se vuelve oscuro y viscoso a 160°C formando Sµ. Si se calienta el azufre hasta casi alcanzar su punto de ebullición de 444,6°C y después se vierte rápidamente en agua fría, no le da tiempo a cristalizar en el estado rómbico o monoclínico, sino que forma una sustancia transparente, pegajosa y elástica conocida como azufre amorfo o plástico, compuesta en su mayor parte por Sµ sobre-enfriado.

El azufre también se presenta con formas piramidales o bipiramidales con truncamiento de vértices. También en masas irregulares, reniformes, estalactitas, incrustaciones y terroso.

El azufre se presenta como S2, S4 y S6, en los compuestos sulfuro de hierro (FeS), dióxido de azufre (SO2) y sulfato de bario (BaSO4), respectivamente. Se combina con el hidrógeno y con elementos metálicos, por calentamiento, formando sulfuros. El sulfuro más común es el sulfuro de hidrógeno (H2S), un gas venenoso e incoloro, con olor a “huevo podrido”.

Este elemento también se combina con el cloro en diversas proporciones para formar monocloruro de azufre, S2Cl2, y dicloruro de azufre, SCl2. Al arder en presencia de aire, se combina con oxígeno y forma dióxido de azufre, SO2, un gas pesado e incoloro, con un característico olor sofocante. Con aire húmedo se oxida lentamente a ácido sulfúrico, y es un componente básico de otros ácidos como el ácido tiosulfúrico, H2S2O3 y el ácido sulfuroso, H2SO3. Este último tiene dos hidrógenos reemplazables y forma dos clases de sales: sulfitos y sulfitos ácidos. En una disolución, los sulfitos ácidos o bisulfitos de los metales alcalinos, como el bisulfito de sodio, NaHSO3, actúan como ácidos. Las disoluciones de sulfitos comunes, como sulfito de sodio, Na2SO3, y sulfito de potasio, K2SO3, son ligeramente alcalinas.

El dióxido de azufre se libera a la atmósfera en la combustión de combustibles fósiles como el gas, el petróleo y el carbón, siendo uno de los contaminantes más problemáticos del aire. La concentración de dióxido de azufre en el aire puede alcanzar desde 0,01ppm a varias pmm, y puede afectar el deterioro de edificios y monumentos. También es la causa de la lluvia ácida, así como de molestias y problemas para la salud del ser humano.

Estado natural

El azufre ocupa el lugar 16 en abundancia entre los elementos de la corteza terrestre, y se encuentra ampliamente distribuido tanto en estado libre como combinado con otros elementos. Así se halla en numerosos sulfuros metálicos, como el sulfuro de plomo o

galena (PbS), la esfalerita (ZnS), la calcopirita ((Cu,Fe)S2 ), el cinabrio (HgS), la estibina (Sb2S3) y la pirita de hierro (FeS2).

También se encuentra combinado con otros elementos formando sulfatos como la baritina (BaSO4), la celestina (SrSO4) y el yeso (CaSO4·2H2O). Así mismo está presente en moléculas de una gran variedad de sustancias como la mostaza, huevo, proteínas y aceite de ajo.

Yacimientos

El azufre nativo a menudo se encuentra asociado a domos de sal y rocas volcánicas sin consolidar y en cuencas evaporíticas con yeso, anhidrita y a pumita en zonas volcánicas, principalmente en Islandia, Sicilia, México y Japón. Asociado a sulfuros, a partir de sulfuros ferrosos y sulfuros no ferrosos, casi siempre de origen hidrotermal. En menor proporción asociados a sulfuros, gas natural, petróleo y arenas de alquitrán.

Aparece a menudo como sublimados en las inmediaciones de orificios volcánicos. También se forman concentraciones masivas de azufre sedimentario, que junto con las de origen volcánico constituyen los principales tipos de yacimientos de este elemento. El azufre en estado libre puede formarse por la acción del aire en las piritas, o también depositarse por aguas sulfurosas calientes, en las cuales el sulfuro de hidrógeno se ha oxidado por contacto con la atmósfera. A principios de los años noventa, la producción mundial de azufre alcanzó unos 52,7 millones de toneladas métricas.

Extracción

Existen varios métodos para la extracción del azufre. En Sicilia se colocan las rocas sulfurosas en grandes pilas y se prenden, el azufre líquido que se va formando pasa a unos moldes de madera en los que solidifica, produciéndose el llamado “azufre en cañón”. Este último puede purificarse posteriormente por destilación, haciendo pasar el vapor por una gran cámara de ladrillos, en cuyas paredes se condensa en forma de polvo fino llamado flor de azufre. En Estados Unidos, en donde los depósitos de azufre pueden encontrarse a unos 275 m o más bajo la superficie de la Tierra, el método más utilizado es el de Frasch, inventado en 1891 por el químico estadounidense Herman Frasch.

En este método se introducen en el depósito de azufre cuatro tuberías concéntricas, la mayor de la cuales mide 20 cm de diámetro. A través de las dos tuberías exteriores se inyecta agua calentada bajo presión a 170°C, fundiendo el azufre. Cuando se ha conseguido fundir una cantidad suficiente de azufre, el aire caliente baja por las tuberías internas formando una espuma con el azufre fundido, lo que hace subir la mezcla a la superficie por la tubería restante. Entonces se coloca el azufre en contenedores de madera donde solidifica, alcanzándose una pureza de un 99,5%. El azufre también puede extraerse de las piritas por destilación en retortas de hierro o arcilla refractaria, aunque con este proceso el azufre obtenido suele contener porciones de arsénico.

Aplicaciones

La aplicación más importante del azufre es la fabricación de compuestos como ácido sulfúrico, sulfitos, sulfatos y dióxido de azufre, todos ellos ya citados. En medicina, el azufre ha cobrado gran relevancia por la extensión del uso de las sulfamidas y su utilización en numerosas pomadas tópicas. En la industria el azufre es utilizado con frecuencia como químico reactante, más que componente de producto terminado, convirtiéndose primero en ácido sulfúrico, casi el 80% de la producción mundial se utiliza como ácido sulfúrico

Se emplea también para fabricar fósforos, caucho vulcanizado, tintes y pólvora. En forma de polvo finamente dividido y frecuentemente mezclado con cal, el azufre se usa como fungicida para las plantas. La sal tiosulfato de sodio, Na2S2O3·5H2O, llamada impropiamente hiposulfito, se emplea en fotografía para el fijado de negativos y positivos. Combinado con diversas láminas de minerales inertes, el azufre constituye un pegamento especial utilizado para sujetar objetos metálicos a la roca, como en el caso de los rieles o vías de tren y cadenas. El ácido sulfúrico es uno de los productos químicos industriales más importantes, pues además de emplearse en la fabricación de productos que contienen azufre sirve también para elaborar una gran cantidad de materiales que no contienen azufre en sí mismos como el ácido fosfórico.

Entre los nuevos usos en experimentación cabe citar las baterías Na-S, la iluminación a base de bulbos de azufre excitados mediante radiofrecuencia y en hormigones y aglomerados asfálticos; en estos últimos el azufre podría reemplazar hasta un 30% del asfalto empleado en el pavimento de carreteras.

El azufre Frasch se extrae sólo en tres países: Estados Unidos, Polonia, en los yacimientos de Jeziorko y Osiek, e Irak (en Mishraq). Las mexicanas Azufrera Panamericana y Cía. Exportadora del Istmo clausuraron sus instalaciones en 1993.

La minería superficial de azufre elemental se localizaba preferentemente en el ámbito de la antigua URSS (Ucrania, Kazakhstan, Rusia) y en China, en Suecia, Colombia, Turquía, Ecuador y otros países. Canadá produjo del refino de gas y de arenas asfálticas. Depósitos de Azufre en Colombia

En Colombia se conoce el depósito de azufre denominado El Vinagre en el volcán Puracé, Cauca. Otros prospectos están asociados a la actividad volcánica activa, a lo largo del sistema andino, en el río Nazates que drena el estratovolcán de Chiles, en Mundo Nuevo y Plazuelas en el volcán Cumbal, en el volcán Azufral, en el sitio Termales y la Azufrera en el volcán Tolima. En términos generales se presentan varias

manifestaciones asociadas al cinturón volcánico Ruiz, Tolima y santa Isabel y Chiles, Cumbral, Azufral.

CAPITULO V. PROCESOS METAMÓRFICOS

Los yacimientos metamórficos se forman a altas temperaturas, a veces acompañados por altas presiones con participación del agua, el bióxido carbónico, el hidrógeno sulfurado y compuestos volátiles. El aumento en la temperatura y la presión durante el metamorfismo, genera transformaciones continuas que caracterizan las fases del metamórfismo, las cuales se dividen en metamórfismo de contacto y metamorfismo regional. Los depósitos asociados se dividen en dos grupos:

- Depósitos metamorfizados, los cuales sufrieron alteraciones a un mismo tiempo con las rocas circundantes, siendo dominantes los cambios en la forma, estructura y composición de los cuerpos minerales. Acá predominan los depósitos estratificados, lenticulares y filonianos de mineralización masiva y diseminada, las estructuras granoblásticas, lepidoblásticas, corneanas, laminares, hojosas y fibrosas. Varios minerales se transforman, por ejemplo la limonita en hematita y magnetita, el ópalo en cuarzo, la marcasita en pirita, entre otras. A éste grupo pertenecen algunos depósitos de hierro, manganeso y fósforo.

Al grupo de los yacimientos metamorfizados (asociados a rocas del precámbrico y paleozoico) se relacionan yacimientos de hierro (Krivoy Rog – Rusia), manganeso (Kazajstán Central), plomo y cinc (Broken Hill – Australia), cobre, oro y uranio (Witwatersrand-Sur Africa)), y fósforo.

- Depósitos metamórficos, formados por la reagrupación de la sustancia mineral de las rocas incluidas en dicho proceso, tanto de carácter local (de contacto y dinamotérmico) y regional (progresivo y regresivo). Durante el metamórfismo de contacto la bornita sufre calcopiritización a través de diferentes etapas.

A éste grupo pertenecen los depósitos de mármol, cuarcita, esquistos para techar, materia prima aluminosa (cianita, andalucita, sillimanita), mica, asbesto anfibólico, grafito (presente en la aureola de las intrusiones que cortan los estratos de hulla), corindón y esmeril (influencia de contacto de los cuerpos intrusivos sobre los depósitos de bauxitas, con un metamorfísmo débil se forman rocas diaspóricas y con uno más fuerte las bauxitas se transforman en esmeril, corindón, espinela, magnetita, pirita, andalucita y diáspora), granate, titanio y esmeril.

Las mineralizaciones de esmeril, generadas por desilicificación de origen metamórfico de las carbonatitas, se localizan en calizas marmolizadas y constan de corindón, cloritoide y pirita, con impurezas de magnetita, rutilo, diáspora, apatito, biotita y cericita.

Depósito Homestake

Yacimiento ubicado en South Dakota – USA, donde se encuentran rocas del tipo chert, filitas ankeríticas grafíticas, cuarcitas grafíticas, esquistos ferruginosos y pizarras del precámbrico, unidades plegadas isoclinalmente.

Las mineralizaciones de oro se asocian a pirita, arsenopirita y pirrotina, con cantidades menores de rodocrocita, especularita, magnetita, esfalerita, galena, calcopirita, rejalgar, arsénico nativo y cuarzo. Minerales inyectados por aguas hidrotermales subterráneas, de tal manera que la pérdida de agua de la pila sedimentaria durante el metamorfismo causó removilización local de oro diseminado en las vetas de cuarzo.

Localmente la removilización del oro está asociada al metamorfismo y a procesos sedimentarios asociados con formación de mineral en el fondo del océano.

ASBESTODepósito Magmático-Metamórfico, mineral no metálico

El asbesto es un silicato de hábito fibroso, resultado de procesos metamórficos, donde los minerales sufren recristalización, metasomatismo o ambos procesos, a veces con adición de agua o anhídrido carbónico

El asbesto de serpentina = asbesto de crisotilo

Las variedades son: Crisotilo y anfibol. Al último grupo pertenecen: crocidolita, amosita, antofilita, tremolita y actinolita. - El Crisotilo, silicato de magnesio hidratado, Mg6((OH)4Si2O5)2. Es una variedad de

serpentina, a partir de rocas ultramáficas como roca de caja y en menor instancia a partir de calizas dolomíticas serpentinizadas.

- La tremolita, silicato de magnesio y magnesio, Ca(Mg,Fe)5 ((OH)Si4O11)2 y actinolita, silicato de calcio y magnesio, Ca2(Mg, Fe)5 (OH)Si4O11)2. Provienen de rocas ultramáficas muy metamorfoseadas.

- La Crocidolita, asbesto azul, complejo síliceo de Fe sódico, Na2Fe5(OH)Si4O11)2 y Amosita, silicato de Fe y Mg, MgFe6((OH)Si4O11)2, están presentes en formaciones ferruginosas con algo de metamorfismo.

El asbesto se forma a partir de:

- Rocas ígneas ultramáficas (peridotia – dunita), donde la fibra se halla en venas y venillas en fracturas de la serpentinita. Se genera a partir soluciones hidrotermales de carbonato, a partir de la liberación de sílice. Se presenta en forma cruzada, sigue la dirección de las paredes; fibra deslizada, paralela u oblicua a las paredes de la roca; fibra de masa, entrelazadas o en masa, sin orientación.

- Calizas magnésicas o dolomitas. La variedad cristalina se presenta por reemplazamiento (substitución) de caliza o dolomita por CO3Mg por soluciones hidrotermales, generando Depósitos Estratificados, Lenticulares e Irregulares. Son depósitos formados por metamorfismo.

- Capas sedimentarias, el asbesto no es frecuente.

Roca Encajante: La roca encajante es peridotita serpentinizada y no dunitas, debido a que el cuerpo de roca tiende a fluir cuando es sometido a esfuerzos, generando fracturas por donde se inyecta la serpentinización, y luego la cristalización del crisotilo en forma de venas, estobercas hasta diques.

La edad de los depósitos varía desde el Precámbrico en Zimbabwe y Brasil, Paleozoico en Canadá hasta Cretáceo en Colombia.

Presentación: El hallazgo se hizo en Quebec, 1878, su presentación es en fibras delicadas y flexibles, bandas sedosas que forman hilos resistentes a la acción del fuego, el agua y los ácidos, aislante del calor y de la electricidad.

La longitud de la fibra tiene importancia para determinar la utilidad y el valor económico, las fibras largas dan hilos fuertes, las fibras cortas no pueden hilarse y se usan para productos de poco valor: cemento-fibrocemento.

Propiedades: Flexibilidad, longitud de la fibra, resistencia al calor, resistencia a la tensión, reacción química, conductividad eléctrica y características de filtración

Aplicación: El asbesto se utiliza en cemento (asbesto –cemento), construcción de viviendas, plantas industriales, tubería, tejas, papel, panales eléctricos, bandas para frenos, ropa textil.

Todos los asbestos son fibrosos y se pueden separar por medios mecánicos en fibras de diferente longitud y sección transversal. Las fibras procesadas se clasifican por grupos de los grados No. 4 a No. 7, las más largas presentan uso en la industria textil.

Yacimientos: La zona de Eastern Townships of Quebec (Canadá) es la zona de más producción de asbesto. El distrito de Bazhenovo en los Urales Centrales de Rusia. En Shabany-Zimbabwe, Swazilandia y Sur Africa en Africa del Sur. La mina Cana Brava en Uruacú-Brasil.

Depósitos en Colombia

En Colombia, se conoce la mina de asbesto Las Brisas y el prospecto La Polca en Campamento, otros prospectos Las Nieves y El Búfalo en Briceño-Antioquia y Neira en Caldas.

MAGNESITA

Depósito Magmático-Metamórfico y Meteorización Residual, mineral no metálico

Carbonato de magnesio, COMgO, asociado a rocas ultramáficas con alto contenido de olivino, piroxenos, anfiboles, micas, cloritas, serpentinas y talco. El carbonato de calcio se puede obtener en forma secundaria puede ser concentrado en carbonatos, magnesita y dolomita. En óxido de magnesio, se obtiene a partir de carbonato por calcinación y magnesio metálico, por reducción del óxido o por electrólisis del cloruro de magnesio.

El origen es precipitación en aguas enriquecidas en magnesio, por reacción con carbonato de sodio. La magnesita es cristalina, asociada a serpentina y talco, a partir del primer mineral y posiblemente olivino.

H4 Mg3 Si2O9 + H2O + 3CO2 = MgCO3 + 2SiO2 + 4H2O Serpentina magnesita

La presentación es en forma de venas, estobercas y masas en serpentinitas, a partir de soluciones hidrotermales, asociada a yacimientos residuales de limonitas y de menas de níquel silicatadas en la corteza de meteorización profunda de serpentinitas.

En este caso, el perfil de meteorización es el siguiente: en el techo se presenta una masa residual de arcilla ocre y en la base se presenta una serpentinita semidescompuesta, lixiviada y secundariamente silicificada, cortada por fisuras llenas

de magnesita, venas que tienen un gran desarrollo areal, pero que a profundidad se acuñan.

Otra presentación es en forma de lentes en calizas dolomíticas. Generalmente la magnesita se deriva de rocas donde se encuentra talco.

Se presentan dos variedades:- Cristalina- Amorfa – criptocristalinaLa magnesita y la breunnerita (> 5% de carbonato ferroso) cuando se calcinan se obtiene:- Magnesita cáustica (2-7% CO2), con temperatura hasta 700 – 1200ºC- Magnesita apagada (<0,5% CO2), con temperatura hasta 1450-1500ºC

Aplicación. Para fabricación de cemento sorel u oxicloruro para estucado y para fertilizante de suelos. Para cerámica, aislamiento de calor, fabricación de magnesio metal, papel, vidrio, cuartos higiénicos (baños, hospitales, edificios públicos).

Yacimientos. En varias partes del mundo: en USA, Rusia, Noruega y Francia.

Depósitos en Colombia

En Colombia, en Bolívar – Valle, asociado a rocas ultramáficas serpentinizadas, con alteración hidrotermal, profundamente meteorizadas. Otra localidad con magnesita es Santa Marta, asociada a rocas serpentinizadas encajadas en esquistos verdes.

TALCO Y ESTEATITA

Depósito Magmático-Metamórfico, Mineral no Metálico

El término esteatita viene del griego steatos y significa graso, el término talco es de origen árabe, fue usado por los escultores egipcios, asirios y chinos.

El talco es un silicato de magnesio hidratado [(SiO3)4H2Mg3], producto de metamorfismo, denominado Polvo de Talco, piedra jabón o piedra de coser. Su mayor contaminante es el hierro y óxidos de manganeso y la resistencia a la abrasión es mínima. La composición es 63,4% SIO2, 32% MgO y 4.6 H2O. La esteatita es un talco compacto, masivo y criptocristalino.

Minerales asociados a cuerpos intrusivos ultramáficos metamorfoseados, asociados a serpentinita, la cual precedió al talco. Es el último mineral de una secuencia de minerales en rocas máficas – ultramáficas metamórfoseadas.

Las variedades son:- Talco: mineral puro, blanco y de poca dureza.- Esteatita: variedad compacta y en masa, que contiene: talco, clorita, serpentina,

magnesita, antigorita y enstatita- Agalita: Talco fibroso- Pirofilita: silicato hidratado de aluminio

El origen es a partir de minerales magnésicos primarios o secundarios, formados por metamorfismo hidrotermal, ayudado por metamórfismo dinámico simple, nunca por meteorización.

H4Mg3 Si2 O9 + 2SiO2 = H2 Mg3Si4O12 + H2O Serpentina talco

El talco se forma entre 500 y 700oC, a menor temperatura se forma serpentinitas y a mayor temperatura se pierden los grupos OH de minerales, tales como enstatita, cuarzo y forsterita originarios del talco.

El talco es un mineral secundario resultante de la alteración de otros silicatos magnesianos y ocasionalmente carbonatos. Se forma bajo la acción de las soluciones acuosas silícicas sobre la serpentina, dicha transformación se da bajo la influencia de las soluciones hidrotermales profundas, también es posible por la acción de las soluciones acuosas alcalinas de las zonas profundas de la corteza, a partir de la descomposición de las serpentinas, que transportan sílice lixiviado de sus zonas superiores. Por lo tanto, el talco está asociado a rocas altamente alteradas.

La tectónica hace parte de la génesis de un depósito de talco, ya que facilita el movimiento de las soluciones que reaccionan con la roca de caja, donde participan la tremolita, los piroxenos, serpentina y dolomita, constituyentes del talco.

Presente en:- Rocas ultramáficas alteradas- Rocas con metamorfismo regional de dolomitas asociadas a sedimentos silíceos.- Calizas metamórfoseadas regionales - Rocas con metamorfismo de contacto sobre sedimentos dolomíticos, próximas a

rocas ígneas básicas-ultamáficas.

La mayoría de los depósitos son tabulares y concordantes con la roca de caja, asociados a rocas paleozoicas y precámbricas, relacionados a calizas dolomíticas metamorfoseadas. Contrario, los depósitos asociados a rocas ultramáficas serpentinizadas son más numerosos, pero más pequeños.

Yacimientos: Se conocen los depósitos de Lamoille (USA), Notario y Toronto (Canadá), Egipto, sur de España, Finlandia, Dillon (Usa), Yellowstone (USA), Mount Seabrook y Three Springs (Australia), Corea y China.

Depósitos en Colombia

En Colombia se conocen el depósito de la Bramadora-Los Chorros, en Yarumal – Antioquia, encajado en un neis fibrogranular cerca de metabasaltos espilitizados, metagabros y serpentinitas. Otros prospectos en San Andrés de Cuerquia y El Tigre – Amalfi (Antioquia); la mina Los Olivos, asociada a esquistos clorítico-actinolíticos-Tolima.

GrafitoProceso Metamórfico, mineral no metálico

La palabra proviene del verbo griego “graphein” que significa escribir, antiguamente se confundió con el plomo y se denominó plombagina.

El grafito es una variedad polimorfa (presentación en formas distintas) del carbono, se encuentra en compuestos orgánicos e inorgánicos; el carbono en la forma simple cristaliza como diamante, grafito y hulla que proviene de vegetales fósiles.

Este mineral se presenta en formas exagonales bipiramidales, en escamas, granos tabulares o columnares, formas radiales, terrosas u hojosas; el brillo es metálico, algunas veces terroso, grasoso al tacto, color negro, es infusible e inatacable por ácidos. El grafito corresponde a las expresiones finales mineralógicas de un metamorfismo regional, de contacto y dinámico en rocas carbonáceas de origen orgánico, principalmente esquistos, neis y calizas cristalinas (mármoles), asociado a cuarzo, feldespato, micas y granates; la presentación es diseminado en la roca y en vetas con cuarzo, ortoclasa, biotita, turmalina, apatito, pirita y esfena. En las rocas de metamorfismo de contacto es masivo, de grano fino, blando y de textura terrosa.

La cristalización como mineral es a partir de líquidos magmáticos y soluciones hidrotermales. Puede existir en rocas ígneas (granitos, basaltos y Kimberlitas-peridotitas), donde a partir de él cristaliza el diamante.

Los depósitos en el mundo más conocidos son: en el Estado de Sonora-Méjico, en Australia, Corea, Rusia, Sri Lanka (produce grafito tipo “lump” – microcristalino), Madagascar (productor de láminas cristalinas), Noruega, Alemania, Rumania, España, Brasil, Canadá, China y Alaska. Depósitos en Colombia

En Colombia no se presentan manifestaciones de importancia económica, el grafito que consume en la industria es importado. Se conoce una mina, El Porvenir, en Rovira-Tolima y pequeñas manifestaciones en Mariquita, Líbano, Lagunilla, Alto del Cielo y El Morro; en la Gaira, San Lorenzo y Gamachito en el pidemonte de la Sierra Nevada de Santa Marta; en la Cruz y Juanambú – Nariño.

CAPITULO VII. PROCESO DE METASOMATISMO DE CONTACTO

Efectos de contacto de las emanaciones gaseosas a elevada temperatura (500o a 1500oC), que escapan durante la cristalización de los magmas que intruyen rocas ya cristalizadas, principalmente calcáreas.

Condiciones:

- El magma debe contener minerales metálicos- Debe penetrar a profundidades > a 1500 m- Debe existir una roca que reaccione con la temperatura- Se refiere sólo a cuerpos intrusivos, de composición intermedia: granodioritas,

monzonitas, dioritas- No son de composición basalto o dunitas - La primera fase es térmica y produce recristalización

Las reacciones en la zona de contacto dependen de:

- Naturaleza de la roca intruida- Emanaciones producidas por la presencia del cuerpo intrusivo- Presencia de cavidades en la roca de caja, para la circulación de fluidos- Cambios en el régimen de presión y temperatura

Los efectos térmicos generan metamórfismo diferente:

a.- Efectos térmicos, sin adición de materia genera Metamórfismo de Contacto

b.- Efectos térmicos, con adición de materia procedentes de la cámara magmática origina Metasomatismo de Contacto y éste a su vez Depósitos Pirometasomáticos

Este último, el reemplazamiento metasomático es un proceso de solución y deposición capilar, simultáneo, mediante el cual varios minerales primarios son sustituidos por nuevos minerales, conservándose las formas, el tamaño, la estructura y la textura original.

Los minerales provienen de fluidos de origen magmático, con temperatura entre 500 y 300oC, de tal manera que primero se forman silicatos zonados de calcio, formados a alta temperatura y segundo se presenta una meteorización de sulfuros formados a baja temperatura.

El magma desplaza el agua subterránea formando, por metamórfismo, una aureola de contacto, denominada skarn de reacción

Cuando el sistema se enfría se forma, en el intrusivo, sericita y cuando se filtra agua meteórica ocurre un reemplazamiento de sulfuros, sílice y carbonatos en las estructuras mayores y en los planos de las calizas.

La secuencia es la siguiente:

- Primero son atacados los ferromagnesianos, después el feldespato y luego el cuarzo

- Los minerales de ganga sustituyen a los silicatos- Los sulfuros sustituyen a los minerales primarios de la roca y luego a los minerales

de ganga

Procedimiento de Reemplazamiento:

- El mineral que crece está en contacto con el que se desvanece- El intercambio simultáneo es de tamaño molecular o atómico- Debe existir una fina película de solución que proporciona las sustancias

sustituyentes- Cuando se proporciona solución a una roca porosa, el crecimiento se efectúa del

interior hacia el exterior.

Agentes de Reemplazamiento:

- Las soluciones líquidas o gaseosas, con predomino el agua.- Las aguas magmáticas calientes, cuando se mezclan con aguas meteóricas - Los cambios de presión y temperatura en cualesquier ambiente.- Las aguas meteóricas frías originan reemplazamiento de rocas solubles: calizas,

hierro, manganeso y fosfatos

- Cambios de presión y temperatura atmosférica: smithhsonita, malaquita, azurita, calcosina y covelina

- Rocas sensibles al reemplazamiento: calizas, pizarras calcáreas y areniscas.

La formación de depósitos de tipo skarn involucra esencialmente tres etapas:

1. Metamórfismo Isoquímico: recristalización metamórfica y cambios mineralógicos, reflejando el protolito y circulación de fluidos a alta temperatura, formando minerales calcosilicatados, además del desarrollo de mármol, cornubianas, cuarcitas, skarn de reacción, skarnoides, talco y wollastonita hacia la periferia.

2. Etapas múltiples de metasomatismo: cristalización del magma y liberación de una fase fluida, originando skarn metasomático. Usualmente en ésta etapa comienza la mineralización.

3. Alteración Retrógrada: enfriamiento del plutón y circulación de aguas meteóricas, oxigenadas, causando alteración retrógrada de los minerales calcosilicatados metamórficos y metasomáticos. Se forman epidota, actinolita y clorita.

Los factores relevantes que controlan la evolución hidrotermal de los sistemas de tipo skarn son:

- Presión, profundidad de formación- Estado de oxidación del magma, fugacidad del oxígeno- Grado de diferenciación del magma, cristalización fraccionada- Tiempo de separación del fluido, fase volátil del magma respecto a la cristalización

del plutón.

Las rocas calcáreas ____ Rocas silicatadas complejas = TectitasLas rocas calcáreas ____ más adición de óxido de Fe = Skarn

DEPÓSITOS TIPO SKARNReemplazamiento Metasomático, Minerales Metálicos

Llámase skarn las rocas calcáreas de silicato, formadas metasomáticamente en la zona de contacto de los cuerpos intrusivos entre rocas carbonatadas y, en menor grado, entre rocas de silicato. Cuando se presentan minerales metálicos de importancia económica, se denominan depósitos de skarn, también llamados depósitos de contacto (V. Obruchev y F. Shájov en Smirnov, 1982), depósitos metamórficos de contacto (F. Hess y E. Larsen en Smirnov, 1982), depósitos metasomáticos de contacto (A. Betejtin, P. Tatarinov), depósitos neumatolíticos de contacto (H. Schneiderhohn) y depósitos pirometasomamáticos (Lindgren y A. Knopf)

Presencia de cuerpos ígneos ácidos a intermedios que reemplazan en forma hidrotermal primero y luego en forma metasomática a cuerpos con silicatos de calcio y metales asociados (Enaudi, 1981), formando una aureola.

Los depósitos minerales de tipo skarn son depósitos de reemplazamiento metasomático caracterizados por la presencia de minerales calcosilicatados de Ca, Fe, Mg y Mn, de textura fanerítica (grano grueso), los cuales reemplazan selectivamente a rocas carbonatadas y pueden asociarse con mineralizaciones metálicas de tipo: Fe, Cu, W, C (grafito), Zn, Pb, Mo, Sn, U, Au – Ag, granate, Bi, Be, Bo, F, Co, asbesto, wollastonita, magnesita, flogopita y talco.

Los minerales calcosilicatados son: piroxenos diópsido, espinela, hedenbergita, johansenita, wollastonita, granates (andradita, grossularia, almandino, espersartina), anfiboles (hornblenda, tremolita – actinolita), scheelita, Ca(WO4,MO4), smectita (arcilla), clorita, epidota, talco, siderita, calcita y opalo.

Los minerales calcosilicatados diópsido (clinopiroxeno), andradita (granate cálcico) y wollastonita (piroxenoide) son los dominantes en skarns mineralizados e indican, que el rango de formación de skarn es en general 400 – 600ºC, aunque los skarn de Zn-Pb se forman a temperaturas más bajas, la presión es variable y se forman a profundidad desde 1 a varios kms de profundidad.

La roca huésped es típicamente calcárea, caliza, dolomita o rocas sedimentarias clásticas calcáreas (limolita calcárea).

El metamórfismo de contacto afecta a las rocas de caja, pero es frecuente que la intrusión también sufra efectos metasomáticos. Esto resulta en una zonación de exoskarn (depósitos ubicados en las rocas calcáreas, inmediatas al cuerpo intrusivo, externo) y endoskarn (presencia de minerales calcosilicatados dentro del intrusivo, formados por la sustitución metasomática de las rocas, interno), el cual ocurre en la periferia de los plutones intrusivos donde el flujo de fluidos fue hacia adentro del plutón o paralelo al contacto de éste, pero usualmente están ausentes en las cúpulas de intrusiones con mineralización de tipo pórfido, debido a que domina el flujo ascendente de los fluidos provenientes del plutón.

Clases de Skarn:

De hierro, de wolframio, de plomo – zinc, de cobre, de estaño y de molibdeno (Meinert en www.wsu.edu:8080/-meinert/skarnHP.htm).

Skarn de Estaño. Estos depósitos están asociados a granitos típicamente alcalinos, en ambientes intrusivos intracontinentales. La asociación mineralógica es: Sn – F – Rb – Li – Be – W y Mo. Presentan bajos contenidos de óxidos en la mena. Depósitos de pequeño volumen y baja ley, 0.1 –0.4% de Sn, de muy poca importancia económica.

Skarn de Wolframio. Depósitos presentes en ambientes de margen continental, relacionados a magmas de subducción calcoalcalinos, de composición granodiorítica y

cuarzomonzonítica, emplazados en secuencias de rocas calcáreas – lutíticas. La asociación mineralógica es: granate – piroxeno – scheelita – wollastonita, minerales de alta temperatura en los skarn. Depósitos relacionados a intrusivos relativamente profundos, bien cristalizados y de textura fanerítica granular.

Skarn de Cobre. Depósitos presentes en margen continental, relacionados a magmas calcoalcalinos, tipo stocks y pórfidos granodioríticos, dacíticos y cuarzomonzoníticos. Presentan altos contenidos de granate, una alta razón granate – piroxeno, magnetita – hematita, indicando un ambiente oxidante. Los sulfuros típicos son: pirita, calcopirita y menor bornita y esfalerita. Estos depósitos pueden estar asociados a pórfidos cupríferos (formados a temperatura entre 500 y 300ºC, con presencia de scheelita), entre la roca huésped y el intrusivo o pórfidos pobres en mineralización.

En Chile la mayor parte de los skarn son cupríferos y actualmente se explotan en el distrito de Cabildo (cordillera de la Costa de la V Región) donde se presenta mineralización de sulfuros de cobre dentro de niveles calcáreos skanifícados de la Formación Lo Prado del Cretácico Inferior en las vecindades del contacto con cuerpos intrusivos.

Skarn de Zn-Pb. Corresponde a cuerpos mineralizados de reemplazo metasomático de posición y relación con respecto a un intrusivo variable, pero siempre distales. Estos depósitos ocurren en márgenes continentales de subducción relacionados a una fuente de fluidos hidrotermales en intrusivos granodioríticos y cuarzomonzoníticos calcoalcalinos que intruyen rocas carbonatadas. La mineralogía dominante es piroxenos (razón granate/piroxeno baja) de composición Ca-Fe y Mn. Los contenidos de Zn varían 6 y 12%, el contenido de Pb y Cu es menor.

Einaudi et al. (1981), clasifica los skarn de Zn –Pb en:

- Cercanos a batolitos, de ambiente profundo, con desarrollo de sulfuros en el skarn.- Cercanos a stocks epizonales con amplio desarrollo de skarn, con altos contenidos

de Mn, domina johansenita. Los sulfuros están relacionados con los piroxenos.- Distales a una fuente ígnea, con altos contenidos en Mn. Los fluidos hidrotermales

están controlados por canales de permeabilidad.- Vetas de carbonatos (calcita, siderita, rodocrosita, entre otros) con minerales de Mn

calcosilicatados (no son skarn, en estricto rigor), de bajo contenido en sulfuros. Depósitos de poca importancia económica.

Depósitos de Skarn en Colombia

Andes y Mina Vieja-El Sapo-Tolima, asociadas a calizas de la Formación Payandé y cuerpos granodioríticos de Payandé y El Sapo; Los Guayabos – Tolima, asociado a rocas volcanosedimentarias y rocas calcáreas de la Formación Payandé, intruidas por El Batolito de Ibagué. Es posible que en la zona de Frontino- Abriaquí se presenten

mineralización tipo skarn asociados a rocas volcanosedimentarias intruidas por el cuerpo félsico de Farallones.

CAPITULO VIII. PROCESOS DE SEDIMENTACION

Las rocas y las mineralizaciones expuestas o cerca de la superficie son atacadas y desintegradas por diferentes factores y agentes (atmósfera, agua, aire, gravedad, clima, topografía, vegetación, entre otros), generándose desintegración (meteorización física), alteración y descomposición (meteorización química), formándose de ésta manera depósitos residuales (lateritas y bauxitas), enriquecimiento superficial de minerales y depósitos transportados (placeres).

También las aguas subterráneas atacan los minerales componentes de las rocas y las mineralizaciones, principalmente con contenidos de sulfuros, originando óxidos.

Las reacciones más activas de descomposición con el agua se presenta en la zona de aireación, por debajo de ésta franja se halla la zona de saturación. En un perfil de meteorización es frecuente la formación de dos capas, separadas, por la tabla o nivel freático:

- Zona de aireación o percolación, en la parte superior, denominada particularmente zona de oxidación. Allí actúa el agua formando óxidos, hidróxidos, carbonatos, sulfatos y ácidos orgánicos. Se caracteriza por la circulación rápida y libre del agua con alto contenido de oxígeno y ácido carbónico disueltos. A ésta zona corresponde la parte alterada oxidada de los yacimientos

- Zona de saturación o freática, por debajo del nivel por donde circula el agua en forma activa.

Además, el oxígeno (es el oxidante más activo) juega un papel importante en las reacciones de oxidación, donde participan la atmósfera y la hidrosfera, el ácido carbónico, los ácidos formados por la oxidación de los sulfuros y por descomposición de restos de plantas sobre la superficie de la tierra, los organismos y la temperatura.

En la transformación y destrucción de la red cristalina de los minerales participan las reacciones de oxidación, hidratación (adsorción de agua, tal es el caso del comportamiento de hierro, aluminio y manganeso), hidrólisis (donde participan reacciones de intercambio de las bases de los minerales con los iones de hidrógeno de la parte eléctricamente disociada del agua) y diálisis (eliminación de los cationes metálicos de las acumulaciones de productos arcillosos y la purificación paulatina de éstos hasta llegar a ser arcillas “puras”).

El transporte y deposición de los sedimentos y partículas, participan en el proceso de formación de los depósitos sedimentarios. Las partículas finas viajan, en suspensión en los ríos, como óxidos e hidróxidos y principalmente en solución, condicionadas por el ambiente químico de las aguas superficiales.

Otros factores que participan: la deposición de las condiciones físicas y químicas de la interface lodo – agua, los factores Eh, pH y el contenido de hierro. Los ambientes pueden ser marinos no restringidos, con poca o nula actividad bacterial, marinos costeros con actividad bacterial controlada, marinos de agua poco profunda con actividad bacterial restringida, lagos y pantanos, ambiente lacustre.

Para formar depósitos minerales de origen sedimentario, en o cerca de la superficie, se necesita una fuente adecuada de materiales, procesos que integran a los materiales, transporte del material, deposición de los materiales en la cuenca sedimentaria, ejemplo: depósitos de hierro (limonítico y siderítico), manganeso, cobre, uranio, carbonatos, arcilla, tierra de diatomeas, bentonita, magnesita, talco, fosfatos, hulla y pizarra bituminosa.

HIERRO Depósito Sedimentario, mineral metálico

Casi todas las rocas sedimentarias contienen hierro (desde <1% hasta 65%) y generan menas de hierro de origen sedimentario. El hierro ha sido segregado por procesos sedimentarios y son dominantemente químicos. Hematita, goethita, limonita y magnetita, son los más importantes minerales formados de depósitos.

La clasificación de minerales de hierro, es la siguiente:

Oxidos:- Hematita (ooligisto): Fe2O3- Magnetita: Fe3O4

- Goethita: FeO.OH, incluye limonita

Carbonatos:- Siderita: FeCO3

Silicatos:- Chamosita: color verde oscuro, similar a clorita y antigorita- Grinalita: 9FeO.Fe2O.8SiO2.H2O- Glauconita: mica similar a la biotita

Sulfuros:- Pirita, pirrotina, marcasita, melnicovita

La textura es vesicular, con material terroso en las cavidades y pisolítica en forma de concresiones individuales.

Origen

- Erosión continental, a partir de la presencia de silicatos en las rocas ígneas y metamórficas

- Volcanismo, a partir de exhalaciones volcánicas en la superficie y bajo el mar

- Detritos en el piso oceánico y lagosLos depósitos de hierro se presentan como:

1.1 FORMACIONES BANDEADAS DE HIERRO

El término Banded Iron Formation (formación bandeada de hierro) ha sido definido en su forma más simple como rocas sedimentarias químicas conteniendo por lo menos un 15% de hierro, o como unidades estratigráficas laminadas, con al menos 15% de hierro, de chert (alta relación Si/Fe) o de carbonato. Son los depósitos de mayor interés económico. Es importante distinguir entre dos tipos principales.

1. Formaciones bandeadas tipo Lago Superior, de origen sedimentario químico. Se conoce la franja mineralizada en Labrador, Quebec, Ontario y Minesota

2. Formaciones bandeadas tipo Algoma, asociadas con volcanismo y rocas sedimentarias (grawacas), en secuencias Paleozoicas, principalmente del Arqueozoico. Se localizan estratigráficamente en cinturones de rocas verdes (greenstone belts), y se caracterizan por una laminación fina de chert ferruginoso, conteniendo hematitas y o magnetitas. A estas facies ferruginosas se pueden asociar, además facies sulfuradas (con pirita, calcopirita y otros sulfuros de hierro y de cobre), carbonatadas (siderita) y silicatadas (stilpnomelana). Su origen puede

relacionarse directamente con el vulcanismo a través de fenómenos exhalativos en condiciones submarinas, donde las facies sulfuradas serían “proximales” con respecto al foco emisor y las oxidadas “distales”.

Estos depósitos se conocen con el nombre: Taconita (en USA), Itabirita (Brasil), Cuarzo bandeados (en Escandinavia), Rocas Ferríferas Bandeadas (Sur Africa). En Colombia no se conocen éste tipo de depósitos.

1.2 ROCAS FERRIFERAS

El término Ironstones significa rocas ferríferas, caracterizadas por bajos contenidos de Si/Fe, chert, alumínicos, fosfáticos y oolíticos, yacen en areniscas, arcillolitas y conglomerados. El espesor varía de 1 a 10 m, de edad pos-Precámbrica. Son depósitos poco importantes económicos.

Se conocen el tipo Minette o Lorena que son secuencias marinas y costeras de edad Jurásico, el tipo Lahn – Dill que son sedimentos volcánicos, el tipo Clinton (USA) asociados a calizas, lodolitas, margas y areniscas, del Siluriano.

Depósitos y Prospectos en Colombia

El más conocido es el depósito El Uvo en Paz de Río-Boyacá, es de la categoría rocas férricas, caracterizado por estratos de hierro oolítico, ubicado en la Formación Concentración del Eoceno Medio – Oligoceno Medio. Se conocen otros prospectos como Sabanalarga-Casanare, Mitú-Vaupés; Pacho, Guasca, La Pradera, Zipaquirá, Nemocón, Ubalá y el Peñón asociados a rocas sedimentarias de la Formación Villeta y Grupo Caqueza 1.3 MENAS DE HIERRO DE PANTANOS (Bog Iron Ores)

A los lagos y pantanos llegan toneladas de sedimentos con altos contenidos de hierro, que bajo condiciones favorables pueden formar un depósito mineral, los minerales comunes que se forman en éste ambiente son goethita en oolitos cementado, limonita pisolítica y siderita.

Los depósitos lacustres se presentan cuando regionalmente, se anexan varios lagos, de tal manera que las soluciones se mueven en forma subterránea, en grandes distancias.

Cuando las aguas están bien oxigenadas, llegan al lago en forma oxidada y se precipita el hierro en el fondo forma de limonita. Generalmente, el proceso consiste en reducción, solución, transporte, oxidación y precipitación. Además, de un clima húmedo y frío y sistemas de drenaje muy cerrado.

En los lagos volcánicos el hierro, como cloruro de hierro, es aportado por las aguas volcánicas, el cloruro se oxida y origina precipitación de hierro.

DEPOSITOS ESTRATOCONFINADOS ASOCIADOS A ROCAS SEDIMENTARIAS

Procesos Sedimentarios

A. Asociación de Plomo- Zinc en Calizas

Las mineralizaciones están presentes en rocas carbonatadas, con preferencia por dolomitas, formando parte de un arrecife, la edad de los depósitos varía desde el Proterozoico hasta el Cretáceo y la mineralogía se compone de galena, esfalerita, barita y fluorita; en menor cantidad pirita, marcasita y calcopirita, calcita, aragonito, dolomita y siderita.

El origen está relacionado con sedimentación: precipitación marina, exhalación submarina, sedimentación detrítica y diagénesis. Además, con actividad ígnea, origen profundo, debido a la presencia de fluidos que adquirieron calor durante el transporte, donde los sulfuros se depositaron en los carbonatos.

Las regiones donde se han encontrado depósitos de éste tipo son: El Valle del Mississipi, en Karatáu y Atasú en Kazajstán, Sardana en Yakutia del sur, Canadá, Irlanda, Austria y Polonia.

Sobre la presencia de Pb – Zn en el Valle del Mississipi – USA, Dozy (1970) en Augustithis (1995) plantea que los elementos en éste depósito pueden ser derivados de sedimentos pelíticos y otros sedimentos, asociado en parte a fluidos connatos, donde el agua libre de los sedimentos, durante la compactación y diagénesis no siempre está disponible para salir a lo largo de los canales permeables y ocasionalmente también puede presentar condiciones inestables con la presión de los fluidos hidrostáticos. En éste modelo no se utiliza una fuente magmática cercana.

Otra categoría de depósitos es de cobre en capas estratificadas del tipo Kupferschiefer en Alemania y Polonia, donde se presentan condiciones químicas y estructurales favorables para el ascenso de la mineralización y lixiviación del metal

Depósito Kupferchiefer

Un tipo de depósitos asociado a evaporitas, es el relacionado con el ambiente Sabkha en la formación de capas metalíferas estratiformes y propuesto por Renfo (1974) en Ingeominas (1987), tal es el caso del depósito de Kupferschiefer de Alemania, asociado a areniscas, shales, o dolomitas de colores grises, a éstos depósitos infrayacen sedimentos clásticos oxidados (capas rojas) y suprayacen depósitos de evaporitas,

presentan zonación tanto vertical como horizontal. El mismo autor sugiere que los metales son llevados en solución, desde una fuente cercana de capas rojas hasta el sabhka, por aguas continentales debajo pH y alto Eh, ya en éste medio se ponen en contacto con algas que contienen que contienen sulfuros de hidrógeno, dióxido de carbono y metano, se precipitan los minerales de sulfuro según la zonación.

Prospectos de Plomo-Zinc en Colombia

En Colombia la zonas potenciales son la cordillera Oriental, donde afloran sedimentitas, calizas y arenitas calcáreas (formaciones Rosablanca-localidad Coromoro, Calizas del Guavio-prospecto Cueva Oscura, Capacho, Las Mercedes- prospecto Montenegro, San Gil y Churuvita), en las calizas del Grupo Farallones, en la región de Quetame y en rocas asociadas a la Formación Payandé. En rocas volcánicas de la Formación La Quinta, en felsitas de la Formación Girón y en sedimentatitas de la Serranía de Perijá. En la Sierra Nevada de Santa Marta (formaciones Saldaña, Yarí), en la Guajira (Formaciones La Quinta y Rancho Grande, Capas Rojas de Ipapure), en La Serranía de san Lucas (formaciones El Sudán y La Mojana)

UranioMineral no metálico

El elemento uranio jamás ocurre en su forma pura en la naturaleza. Por el contrario, siempre se halla combinado con otras sustancias para formar un mineral. Se conocen más de 100 minerales uraníferos. En algunos de ellos el uranio es el principal componente, mientras que en otros sólo forma una parte muy pequeña del todo.

Clasificación de los Minerales de Uranio

Los geólogos dividen los minerales de uranio, por lo menos, en dos clases: “primarios” y “secundarios”. La mayoría de los primarios han sido formados por soluciones calientes que suben, provenientes desde las grandes profundidades del interior de la tierra. Los minerales secundarios son aquellos que se han formado por cambios en los minerales primarios, debidos a la acción de las aguas subterráneas, a intemperismo o a otros procesos naturales. La apariencia de estos últimos es muy diferente al de los primarios, pudiendo ser depositados a alguna distancia de su punto de origen por soluciones que gradualmente pasan a través de las rocas. Tanto los minerales primarios como los secundarios tienen interés para el explorador, porque pueden ocurrir en concentraciones de valor comercial.

Minerales Primarios de Uranio: Generalmente son de color pardo oscuro o negro, perceptiblemente pesados, con un peso específico de cuatro o más, teniendo a menudo un lustre opaco como el betún. Comúnmente no se hallan en rocas superficiales expuestas a la intemperie. Por lo común estos minerales se encuentran en vetas o en pegmatitas. Los minerales primarios de Uranio más importantes son los siguientes:

- Pechblenda. Es el más importante de todos los minerales de uranio. Esencialmente es un óxido de uranio, y es el componente principal en casi todas las menas de ley elevada. Ha sido la fuente de mayor producción en el Congo Belga, Canadá y Checoslovaquia. Se localiza por lo general en vetas, a menudo asociado con sulfuros de minerales de metales como plata, cobalto, níquel, hierro, plomo, zinc, bismuto y cobre.

Ocurre en masas redondeadas irregulares, más bien que en cristales, y se quiebra con una superficie curva como el vidrio. La pechblenda es más pesado que el hierro, casi tan duro como el acero y de un color negro grisáceo, presentando a veces un aspecto verdoso. Casi nunca se presenta de color negro a pardo, ni pardo rojizo como muchos de los otros minerales primarios de uranio. Cuando se le tritura en fragmentos delgados o se pulveriza tiene siempre un color negro, negro verdoso, o negro grisáceo.

- Uraninita. Este mineral es del mismo color y tiene casi todas las prioridades y características de la pechblenda. Se presenta en forma de pequeños cristales cúbicos, a veces asociado con pechblenda, pero es más probable su ocurrencia en pegmatitas.

- Otros. Los otros minerales primarios son los óxidos uraníferos de columbio, tantalio y titanio, tales como la betafita, euxenita y samarsquita. En general, no ocurren en concentraciones suficientemente grandes para ser considerados como fuente importante de uranio. La mayor parte de los colombatos y tantalatos son minerales refractarios y aunque han sido explotados en menor escala, en alguna parte del mundo, por su contenido de uranio, el proceso de beneficio resulta costoso.

Estos minerales que usualmente ocurren en masas irregulares de cristales bien formados, presentan colores que varían desde rojo pardo oscuro hasta negro. En astillas delgadas o en polvo, tienen un color decididamente rojizo o pardo rojizo, lo cual los distingue de la pechblenda en polvo. Su aspecto es asimismo menos parecido al betún que la pechblenda y en su mayor parte se encuentran en pegmatitas.

Minerales Secundarios de Uranio: Los minerales secundarios de uranio se caracterizan usualmente por su color amarillo, anaranjado y verde brillantes, ocurren por lo general en masas terrosas o en polvo, como grupos de cristales muy pequeños, o como placas aplanadas. Se presentan en casi todos los tipos de rocas y pueden o no hallarse asociados con los minerales primarios. Los principales minerales secundarios, los cuales sin excepción contienen porcentajes de uranio más bajos que la pechblenda, son los siguientes:

- Carnotita. Durante muchos años, este mineral ha tenido importancia comercial en los Estados Unidos como fuente de vanadio, radio y uranio, habiéndose hallado principalmente en la Planicie del Colorado, donde ocurre usualmente en areniscas, formando masas blandas terrosas o en polvo. Es de color amarillo brillante, pero éste puede haberse opacado o estar parcialmente oculto por manchas orgánicas o de hierro, dándole un tinte verde pálido, gris o pardo.

- Tiuyamunita. Este mineral tiene gran relación con la carnotita y se halla usualmente asociado con ella y posee virtualmente sus mismas características y propiedades.

- Autunita. Tiene un color amarillo limón brillante, tirando a azufre; es blando y ocurre en pequeños cristales aplanados a través de los cuales pasa la luz, o también como manchas o impregnaciones delgadas en las fracturas de las rocas. Casi invariablemente es fluorescente cuando se le expone a la luz ultravioleta, tomando un color amarillo brillante o verde manzana.

- Metatorbernita y torbernita. Tienen un color verde brillante; son blandos y ocurren en cristales transparentes, chatos, cuadrados, y ocasionalmente, pero no siempre, adquieren una fluorescencia verde brillante. Estos minerales sólo pueden distinguirse entre sí, por ensayes hechos en el laboratorio.

- Otros. Hay muchos otros minerales secundarios de uranio, pero en su mayoría son muy raros y cuando ocurren, se hallan usualmente asociados con las especies comunes enumeradas anteriormente.

La asociación mineralógica común es: plomo, zinc, vanadio, cobre, cobalto, plata, níquel y bismuto.

El uranio se presentan de la siguiente manera:

1. Yacimientos de Uranio en Vetas

Una veta o vena está compuesta de minerales formados a lo largo de fracturas o fisuras de las rocas. La pechblenda, el principal mineral de uranio de alta ley, se halla frecuentemente en vetas, y puede ocurrir en casi cualquier tipo de roca. Donde este

mineral ha estado expuesto a la intemperie, es muy probable que se halle asociado con algunos minerales secundarios.

Dos ejemplos importantes de esta clase de depósitos, son los del lago Great Bear, cerca del Círculo Polar Artico, en los territorios del noroeste del Canadá, y en la región de Katanga del Congo Belga.

En la región del “Great Bear Lake” la pechblenda se halla en vetas cortando a través de rocas antiguas muy plegadas (principalmente en rocas sedimentarias y tobas metamorfoseadas), en un área de cerros bajos bastante escabrosos. Junto con la pechblenda, en las vetas, háyanse, plata nativa y minerales que contienen cobalto, níquel y cobre, además de algunos minerales secundarios que ocurren cerca de la superficie.

En Katanga, la pechblenda se encuentra en vetas que se extienden a través de rocas plegadas (cuarcita y dolomita) en una región relativamente plana, cubierta de hierbas, con pocos afloramientos rocosos. También se encuentran presentes minerales de cobalto, cobre y níquel, así como oro, plata y platino. Casi toda la plechblenda cercana a la superficie, ha sido alterada a minerales secundarios uraníferos de colores brillantes.

En las montañas del oeste de Checoeslovaquia la pechblenda ocurre en vetas, junto con plata, níquel y cobalto, las vetas se encuentran en dolomitas y esquistos plegados.

2. Yacimientos de Uranio en Diques Pegmatíticos

Las pegmatitas son rocas de grano grueso y color claro, asociadas con granito u rocas graníticas afines, donde ocurren los depósitos comúnmente en forma de diques de gran espesor. Los componentes principales son similares a los del granito, excepto que usualmente ocurren en cristales mucho mayores. Las pegmatitas pueden también contener cantidades de valor comercial de muchos de los minerales de tierras raras.

En las pegmatitas ocurren así mismo cantidades muy pequeñas de la mayoría de los minerales uraníferos primarios, incluyendo uraninita, betafita, euxenita, fergusonita y samarsquita. Minerales que se encuentran en pequeñas bolsas o nidos, esparcidos por la roca y con frecuencia muestran caras cristalinas bien formadas.

Aunque en varias partes del mundo se ha extraído uranio, en pequeña escala, de las pegmatitas, la mayoría de las que se han investigado hasta ahora contienen cantidades tan reducidas de uranio, que no sería práctico explotarlas solamente por los minerales uraníferos que contienen.

3. Yacimientos de Uranio en Placeres

Placeres son depósitos de arena o grava que contiene uno o más minerales valiosos. Por lo común, el uranio ocurre en los placeres a lo largo de los ríos y las playas. Los minerales que se encuentran en ellos, han sido trasladados desde su lugar de origen – como sólidos, no como soluciones – y se han acumulado debido a su peso específico elevado, y a su resistencia a los procesos de descomposición.

Como la mayoría de los minerales uraníferos no son resistentes a la descomposición, rara vez se hallan en cantidades importantes en este tipo de depósito. Sin embargo, los minerales de torio a menudo se hallan en placeres, y algunos de estos – especialmente la torianita y la torita – pueden contener tanto uranio como torio.

De otro lado, los ambientes geológicos más favorables para encontrar uranio, asociado a otros minerales, es en rocas sedimentarias, notablemente las areniscas, lutitas (o pizarras) y fosforitas donde se pueden presentar depósitos de uranio cuyas características son únicas para el tipo de roca en que ocurren. Tales depósitos, generalmente con ley inferior a los de veta, pueden ser clasificados como sigue:

B. Asociación Uranio – Vanadio en Areniscas

Los yacimientos uraníferos en areniscas, en general, se presentan en lentes de mineral bien definidos sin continuidad sobre áreas relativamente grandes, dichos lentes difieren considerablemente unos de otros en tamaño y en ley. También presentan una distribución desordenada y usualmente diseminados, sin continuidad sobre áreas relativamente grandes. Estas masas de mineral contienen comúnmente minerales secundarios, fácilmente reconocibles por su color brillante.Los yacimientos de uranio en areniscas que mejor se conocen, ocurren en los Estados Unidos, en la planicie del Colorado, de los Estados de Colorado y Utah. Durante muchos años con anterioridad al establecimiento del programa de energía atómica, se explotaban esos minerales para obtener radio y vanadio, siendo ahora trabajados para extraer uranio y vanadio.

En la mencionada planicie del Colorado, el uranio se halla principalmente en carnotita. En algunos lugares, este mineral secundario se halla en cantidades suficientes para impartir a la roca un color amarillo brillante, mientras que en otros sitios ocurre en cantidades tan pequeñas, que casi no puede distinguírsele del “color de ante” de la arenisca. La carnotita está asociada con roscoelita y otros minerales de vanadio y frecuentemente relacionado con troncos y plantas fósiles. Algunos de los agregados de mineral ocurren en pequeñas masas irregulares y otros ocurren en grandes cuerpos tabulares, aproximadamente paralelos a las capas o estratos de la arenisca.

C. Asociación de Uranio – Vanadio en Rocas Detríticas

Las rocas detríticas, y en particular las areniscas, de ambiente fluvial, de edad principalmente Triásico – Jurásico y desde el Carbonífero hasta el Terciario 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, casos en los que determinados puntos de una formación arenosa actúan como trampa para iones metálicos.

Los iones metálicos 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), y reemplazando detritos y plantas fósiles que favorecen la reducción del ión U6+, muy móvil en condiciones atmosféricas, a U4+, mucho menos móvil.

El origen está relacionado con sedimentos clásticos continentales y marinos depositados en condiciones fluvio-deltáicas. También asociado a lentes sedimentarios gruesos y a sus contactos con sedimentos finos, además ligado a estructuras regionales y asociado a restos orgánicos.En varias ocasiones el agua subterránea es portadora de soluciones uraníferas que se deposita en ambientes sedimentarios, bajo condiciones reductoras, asociadas a vegetación en descomposición por actividad bacterial.

En Colombia, la zona potencial para éste tipo de depósitos es la Formación Girón y rocas del tipo conglomerados, areniscas, limolitas de color rojizo presentes en la región de Santander, cordillera Oriental.

D. Asociación Uranio – Vanadio en Lutitas y Fosfatos

Estos depósitos como aquellos en areniscas, ocurren en zonas muy extensas. Sin embargo, se diferencian de ellos, en que se hallan usualmente esparcidos de manera continua por toda una capa o estrato y tienen un espesor y ley más bien uniformes. Pocos de los minerales uraníferos en las lutitas y fosfatos pueden reconocerse en el campo, y por esa razón, tales depósitos usualmente sólo pueden hallarse y seguirse con un contador Geiger, o bien, tomando muestras para someterlas a ensaye químico. En algunos lugares pudieran presentarse indicios de los minerales secundarios de uranio de color brillante, en forma de manchas o impregnaciones superficiales o en las fracturas de las rocas expuestas a la intemperie.

Los depósitos de este tipo son por lo general de una ley mucho más baja, pero más continuos que los de carnotita en la planicie del Colorado. En Suecia, en la Unión Soviética y en E.U.A. (estado de Tennesse) se han encontrado yacimientos en lutitas,

mientras que depósitos en fosfatos han sido encontrados en E.U.A. en los estados de Idaho, Montana y Florida.

E. Asociación de Uranio - Cobre en Areniscas y Lutitas

Varios depósitos de uranio - cobre han sido encontrados en el suroeste de Utah y en el norte de Arizona, localizados en ciertas formaciones de lutitas, areniscas y conglomerados. El uranio ocurre en variados minerales, pero principalmente en torbernita y en una pechblenda negra pulverizada, estando generalmente asociados con minerales primarios y secundarios de cobre. Los depósitos son concentraciones desordenadas, pero que están distribuidas a lo largo de formaciones fácilmente identificables. Debido a la inaccesibilidad de esta área, la exploración ha sido limitada, y muchas áreas en las cuales estos depósitos pudieran ocurrir, todavía permanecen inexploradas.

CAPITULO IX. PROCESOS DE METEORIZACION RESIDUAL Y ENRIQUECIMIENTO SUPERGENICO

Cuando un yacimiento mineral queda expuesto, por la erosión, es meteorizado in situ al igual que las rocas asociadas, las aguas superficiales oxidan varios minerales metálicos, originando una zona de oxidación. Si las soluciones se filtran hacia abajo, de tal manera que el contenido metálico se precipita en forma de sulfuros secundarios genera una zona de enriquecimiento secundario ó enriquecimiento de sulfuros supergénicos.

Hacen parte de éste tipo de depósitos las menas silicatadas de níquel, limonita, magnesita, talco, manganeso, bauxitas, caolín, apatitos, baritina, oro y otros metales pesados: estaño, plomo, tantalio, niobio, ilmenita, entre otros.

LATERITAS FERRICAS

Depósito Sedimentario, Minerales Metálicos

Las lateritas y las bauxitas constituyen un tipo particular de suelo, desarrollado en condiciones específicas en climas tropicales y subtropicales, con temperaturas medias altas y con alta pluviosidad. La topografía generalmente es plana o ligeramente ondulada para favorecer la permanencia del agua en el suelo y retardar los procesos erosivos sobre el mismo.

Varios autores han definido el término lateritas, como manto ferruginoso en la región de Malabar, India (Buchanan, 1807). Material meteorizado, con alto contenido en óxidos de hierro, ausencia de SiO2 en zonas húmedas alternates con estaciones secas (Sivarajasinghan, 1962). Residuo meteorizado, compuesto por óxido de hierro e hidróxido de hierro, hematita, goethita (Laughnan, 1969). Se forman en zonas de relieve moderado, sobre rocas ultramáficas serpentinizadas o rocas máficas con altos contenidos de minerales ferromagnesianos como el olivino o piroxeno.

Las lateritas férricas se pueden definir como horizontes edáticos fuertemente enriquecidos en óxidos e hidróxidos de hierro, como consecuencia de la acumulación de éstos, en respuesta a la meteorización química avanzada de una roca que previamente presentaba contenidos altos en minerales férricos o ferrosos.

Están constituidos por hidróxidos y óxidos de hierro (goethita, lepidocrocita, hematita), frecuentemente acompañados de sílice y de hidróxidos de aluminio y manganeso. En general, éstos minerales se disponen de agregados terrosos o crustiformes, formando capas de espesor muy variables, que pueden llegar a la decena de metros. Durante la meteorización de las serpentinitas se presenta una concentración de níquel, hierro y a veces magnesio y cobalto que forman yacimientos de limonitas, sinónimo de concreciones y caparazones ferrolíticas.

La solubilidad de los componentes es la siguiente:Ca >Na>Mg>K>Si>Al = FeMg >Ca>Na>K>Si>Al = Fe

La hidrólisis de éstos minerales es a través serpentina y clorita, donde se origina minerales de óxidos e hidróxidos de hierro, sílice y sales solubles de magnesio y calcio (procedente de clinopiroxeno). Algunos de los componentes minoritarios de éstos minerales (Ni, Cr, Co) pueden también concentrase en la laterita aumentando de ésta manera las posibilidades de extracción minera.

De las lateritas se extrae fundamentalmente hierro, a menudo con elementos metálicos refractarios, como los depósitos presentes en Mina Gerais, Brasil.

El depósito de lateritas más estudiado se denomina Nueva Caledonia, Australia, constituido por rocas ultramáficas meteorizadas químicamente, a partir de olivino forsteritico con un contenido de hierro entre 0.3 y 0.4%.

Esta caracterizado por tres zonas, de abajo hacia arriba, a partir de la peridotita fresca:

A. Peridotita alterada y semidescompuesta, propiamente es una serpentinita semidestruida y lixiviada; en la peridotita alterada se presentan fracturas, presencia de estobercas de origen hidrotermal con garnierita, sílice coloidal y pocas veces magnesita.

B. Zona de meteorización inacabada durante la hidratación e hidrólisis, compuesta por ferribeidellita y ferrimontmorillonita (zona nontronítica) laterita residual in situ.

C. En el horizonte superior se encuentran productos residuales, compuestos por hidróxidos de hierro (zona de ocres), no contiene niquel, sólo a veces se forman acumulaciones de mena de níquel.

El olivino y el piroxeno son destruidos, la serpentina y la clorita pierden magnesio y se enriquecen en hierro y níquel; otros componentes: talco, clorita y espinela cromífera.

Cuando el depósito se forma a partir de serpentinita, es ferroniquelífero y cuando el depósito se forma a partir de dunitas se presenta un enriquecimiento de hidrosilicatos de níquel, garnierita. En la roca madre, el níquel se encuentra principalmente en el olivino magnésico, en el piróxeno, en el anfibol y la clorita. Al descomponerse la serpentinita, el níquel se separa del hierro, dada la difícil oxidabilidad de éste y su disposición para valores bajos del pH, también se separa del manganeso y cobalto que se oxidan después del hierro, pero antes que el níquel, el calcio y el magnesio más abajo que el níquel, formándose una zonación vertical en la distribución de éstos elementos.

Se conocen yacimientos en Nueva Caledonia, los Urales del Sur, Mina Gerais – Brasil, Filipinas, Madagascar, Cuba, Australia y Yugoeslavia.

Depósitos y Prospectos de Lateritas en Colombia

En Colombia, se conoce el depósito de Cerro Matoso (Montelibano), además los prospectos Planeta Rica, El Oso, Ure, La Viera, Mogambo (Córdoba), Morro Pelón y Bello (Antioquia).

Cerro Matoso está conformado por cuatro capas:

a. Canga: laterita dura, laminar, compuesta por goethita, maghemita y lepidocrocita.

b. Laterita Ferrosa: laterita blanda, color pardo con mineralogía similar a la canga. Zona de ocres.

c. Saprolita: silicatados hidratados de magnesio y níquel, cortada por venas de magnesita y garnierita, en serpentinita semidestruida y lixiviada, con alto contenido de minerales de níquel. En la parte inferior se acumulan carbonatos de magnesio, calcio y hierro.

d. Dunita fresca De otro lado, los procesos de enriquecimiento supergénico están relacionados con la meteorización química principalmente y con la meteorización física, eventualmente. Los minerales al verse en condiciones de un alto potencial de oxígeno se vuelven inestables ante la descomposición. De tal manera, que se forman nuevos compuestos, algunos permanecen en el lugar, otros se evacuan y se redepositan y otros migran y se dispersan. Los agentes que participan en la reacción con sulfuros, sulfatos, carbonatos y humatos son: el agua, el oxígeno, el ácido carbónico y componentes químicos.

La zona de enriquecimientos secundario o supergénico se encuentra en la parte superior de las menas oxidadas y está condicionada por la deposición de una parte de metal lixiviado de la zona de oxidación.

El límite inferior de la zona de oxidación no es plano y constante, depende de la permeabilidad, del plegamiento fisurado, de cavidades trituradas, de dislocaciones, de fallas y de la composición del material, de la roca y de la mena presente.

La mayoría de los compuestos de sulfuros de metales son inestables en la zona de oxidación, bajo la influencia del agua, del oxígeno y ácido carbónico, así como de H2SO4, Fe2(SO4)3 y en parte, de CuSO4. La secuencia la inestabilidad de los minerales comienza en los sulfatos, siguen los óxidos, hidróxidos, carbonatos, y en menor grado los fosfatos, arseniatos, vanadatos, antimoniatos, molibdatos, cromatos, wolframatos, uranatos, silicatos y elementos nativos.

Un ejemplo de alteración puede ser la oxidación de la pirita:

2FeS2 + 7O2 + 2H2O = 2FeSO4 + 2H2O

El sulfato de protóxido de hierro formado es inestable y, al oxidarse se convierte en sulfato de óxido:

12FeSO4 + 3O3 + 6H2O = 4Fe2 (SO4)3 + 4Fe(OH)3

ó

4FeSO4 + O2 + 2H2SO4 = 2Fe2(SO4)3 +2H2O

También el sulfato de óxido de hierro es inestable y al hidrolizarse se convierte en hidróxido de hierro:

Fe2(SO4)3 + 6H2O = 2Fe(OH)3 + 3H2O4

El gel que se precita, a partir del hidróxido de hierro es coagulable y forma hidrohematita, goetita y limonita.

De tal modo, la cadena de transformaciones químicas del sulfuro de hierro, en la zona de oxidación consiste en:

FeS2 ----- FeSO4 ----- Fe2(SO4)3 ----- Fe(OH)3 ----- 2Fe2O3 . 3H2O

En la zona de oxidación los sulfuros se descomponen con intensidad diferente, en función de la magnitud de su potencial de oxidación – reducción y la acidez – alcalinidad de las soluciones.

Por lo anterior, en la parte superior de los cuerpos metalíferos de sulfuros se acumulan masas de hidróxidos de hierro que forman los llamados “sombreros o caparazones de hierro”.

La inestabilidad de los procesos supergénicos, genera un cambio textural de los mineral. Estos depósitos se caracterizan por texturas particulares, tales como: terrosas, en escoria, de brechas, coloformes, corticales, bandeadas, de incrustación y polvorosas friables.

De otro lado, en los depósitos metalíferos, tipo sulfuros masivos, donde son comunes los sulfuros de hierro, la evacuación de minerales de cobre es muy alta, formándose minerales secundarios que originan “depósitos tipo Gossan”, donde se evacua con facilidad el cobre nativo, los sulfuros de cobre secundarios, los óxidos de cobre, los carbonatos de cobre y los silicatos de cobre. Así pues, el esquema general de la alteración de la zona de oxidación en el caso de la calcopirita es la siguiente:

Calcopirita (CuFeS2) ---- calcantita (CuSO4 . 5H20):

En éstos depósitos, la zona de oxidación se caracteriza por la presencia de los minerales: malaquita (Cu2(OH)2CO3, azurita (Cu3(OH)2(CO3)2, cuprita (Cu2O, tenorita (CuO, calcantita (CuSO4.5H2O), bronchantita (Cu4(SO4)(OH)6, calcosina (Cu2S), crisocola (CUSiO3.nH2O y cobre nativo. Es común en la zona de enriquecimiento la presencia de covelina.

Se conocen algunos yacimientos donde la presencia de sulfuros secundarios que se forma una zona extensa y de profundidad de 1 a 3 m (en los Apalaches del sur de Usa y en Transcaucasia -Rusia), hasta decenas de metros (Kounrad y Almalyk –Rusia), hasta 250 m de profundidad (en Old Dominion – USA) y hasta 450 m (Bisbee, UTA Koper – USA).

Son comunes texturas recientes de limonita y goetita, redepositación de minerales secundarios, como si éstos cementasen otros minerales formadores de mena, es común la zonalidad de sus estructuras a profundidad hasta la mena, la cual en parte se presenta lixividada pasando gradualmente a la mena de la zona primaria.

BAUXITASProceso Sedimentario, mineral metálico

La formación de las bauxitas es muy similar a las laterítas, con altos contenidos en hidróxidos de aluminio, debido a que se forman sobre rocas, previamente con altos contenidos de aluminio, como lo son las rocas alcalinas, ácidas y eventualmente básicas de origen tanto profundo como superficial. Su formación está relacionada con climas tropicales y subtropicales tórridos y húmedos en ambientes continentales.

Bauxita se define como una mezcla coloidal de óxidos hidratados de aluminio y hierro. Suelen presentar coloraciones claras, a menudo con tonalidades blancas (57 a 60% de Al2O3), coloreadas con bandas blancas y rojizas a violetas (20% de Fe2O3, 3 a 5% de SiO2 y trazas de H2O), debido a la presencia de hidróxidos de hierro y manganeso.

Los minerales que forman las bauxitas son bohemita, diáspora y gibsita, a menudo acompañadas de hidróxidos de hierro, óxidos de hierro y titanio (hematitas y rutilo) y minerales arcillosos, principalmente caolinita. Al igual que en las lateritas, éstos minerales se asocian en agregados terrosos y crustiformes, así como bandeados, brechoides y pisolíticos.

Los depósitos de bauxita son el resultado de meteorización residual, dispuestos frecuentemente en forma de capas, en forma interestratificada e irregular, en forma de bolsadas en calizas y eventualmente en forma de depósitos de material meteorizado transportado.

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

ALFA = (0.85 x (%SiO2 – (%Al2O3))/%Al2O3

Este parámetro define aproximadamente el exceso o déficit de alúmina de un material respecto a una caoliníta, afectado por un signo negativo, y permite clasificar los materiales bauxíticos en las siguientes categorías:

ALFA Bauxitas -1.0. y - 0.75 Bauxitas Arcillosas: - 0.75 y - 0.50 Arcillas Bauxíticas - 0.50 y - 0.25 Arcillas poco Bauxíticas - 0.25 y 0.00 Materiales Arcillosos 0.00 y 0.25 Materiales Detríticos 0.25

La forma comercial es un mineral de textura pisolítica u oolítica, esponjoso, amorfo o arcilloso.

Las bauxitas se forman sobre rocas con altos contenidos en minerales alumínicos y principalmente sobre rocas ígneas ácidas, con alto contenido de feldespato (granitos, sienitas), sobre rocas sedimentarias arcillosas (lutitas) o sobre rocas metamórficas con altos contenidos en moscovita (esquistos, micaesquistos). También pueden formarse sobre calizas, como consecuencia de la disolución de éstas, que dejan un residuo arcilloso (terra rossa) cuya meteorización a su vez puede dar lugar a bauxita.

Las bauxitas se explotan para la extracción metalúrgica del aluminio, del que son la única mena. Los principales depósitos de bauxitas se localizan en Australia, Minas Gerais - Brasil, Isla de Los – Guinea, Guayana, Surinam y República Dominicana.

Depósitos en Colombia

En Colombia se conoce un depósito mineral, desde tiempo atrás, en el municipio de Rosas-Cauca, Los Llanos de Cuivá-Antioquia, Abrego-Norte de Santander y Sierra de La Macarena (valle del río Guayabero)-Meta.

El proceso metalúrgico consiste en:- La bauxita se lava, purifica, muele y se digiere en hornos de vapor, con hidróxido de

sodio caliente que disuelve la alúmina en forma de aluminio de sodio, dejando las impurezas.

- La solución se agita con hidróxido de aluminio, generándose metal de hidróxido.- Se filtra- Se seca- Se calcina- Obtensión de aluminio metálico (hidrólisis) en un baño de criolita fundida a 950oC

BARITAMineral no metálico

La palabra barita proviene del griego “Baros” que significa pesado, su alto peso específico se percibe en la mano. Se obtiene bario de barita (sulfato de bario) y witherita (carbonato de bario).

La barita es un mineral incoloro, blanco a gris, a veces toma diferentes colores según sus impurezas, transparente a opaca, lustre vítreo, resinoso o perlado, cristales tabulares, clivaje en tres direcciones. Los agregados más comunes son granulares, pocas veces compacta, criptocristalina o terrosa. Suele estar acompañada por cuarzo, chert, jaspe, calcita, dolomita, siderita, rodocrosita, celestina, fluorita y sulfuros.

Este mineral hace parte de las rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias, con diferente grado de pureza y cristalinidad, constituye depósitos desde el Cámbrico hasta el Terciario. Según Betejtin (1977) en Ingeominas (1987) la barita se forma a elevada presión de oxígeno y baja temeperatura y para Lewis (1970) en Ingeominas (1987), es un mineral común en yacimientos hidrotermales y nunca se encuentra en depósitos de sal, muy raro en calizas y común en yacimientos sedimentarios asociada a manganeso y hierro en sedimentos litorales y areniscas marinas.

Los depósitos se presentan en forma de:

- Fisura y relleno de cavidades, donde la barita y los minerales asociados se encuentran a lo largo de fallas, fracturas, grietas, planos de estratificación, zonas de brechamiento canales de disolución y estructuras de derrumbamiento. Depósitos típicos de eventos epitermales debaja temperatura.

- Depósitos estratificados y depósitos residuales, donde la barita se presenta en nódulos y rosetas, ubicados en estratos de rocas sedimentarias. Generalmente son depósitos masivos, de grano fino y la barita está asociada a cuarzo, chert y carbonatos. La edad es Paleozóico.

- Depósitos Residuales, se presentan en materiales no consolidados, formados por la meteorización de depósitos pre-existentes. Es común en el residuo de calizas y dolomitas de edad Cámbrica y Ordoviciano. Las mineralizaciones tienden a ser alargadas siguiendo la dirección de los sistemas de venas, como presentación original, de donde presumiblemente provienen los contenidos altos de barita.

Son exportadores de barita: China, Liberia en el área de Gibi, Zimbabwe en el área de Zamba, Túnez y Gabón, Pakistán en el área de Khudzar y Kjugar, Tailandia en el área del río Mekong. Depósitos y Prospectos de Barita en Colombia

Algunas localidades donde se conocen mineralizaciones de barita son: Los Monos, Palmira y La Sierra en Abrego, El Paraíso y Astilleros en Hacarí, el Cuare en Norte de

Santander; Monteoscuro, La Belleza, San Martín, Prima en Barichara-Los Santos, Loma de Ovejera y Vadohondo en Santander; Poseidona, La Granada, El Chandue, El Jaguo, El Salado, Las Yucas, Santa Rita en Coyaima, Copesal en Natagaima, Los Cacaos en Chaparral, Los Delirios en Rovira-Valle de San Juan en el Tolima; La Esperanza, Gallinazo, La Cumbre, La Venta en Natagaima –Tesalia, El Cauchal, El Socorro en el Pital – Huila.

CAPITULO X. PROCESO DE CONCENTRACIÓN RESIDUAL Y MECANICA = PLACERES

Posterior a la meteorización de las rocas y minerales, se presenta una desintegración química y mecánica de los minerales inestables y solubles; lo contrario, los minerales estables sufren pocos cambios y separan de la matriz que los encierra, se liberan y se acumulan en forma residual para formar depósitos de placer con minerales de alto peso especifico.

PLACERES Depósitos por Meteorización, minerales metálicos y no metálicos

El término placer se aplica a una acumulación de arena, grava y otros materiales detríticos que se originan a partir de la destrucción y la redeposición de los depósitos minerales y de las rocas que contienen cantidades económicas de minerales preciosos como oro, platino, entre otros y piedras semipreciosas, minerales presentes en forma libre. La formación tiene que ver con la meteorización física y química de las rocas y de los minerales.

El mecanismo de formación de los placeres consiste en la clasificación del material clástico en función del grosor, densidad y forma de las partículas, abrasión y redondeamiento de los fragmentos y su diferenciación en función del grado de su solidez mecánica y resistencia química durante el transporte por la superficie de la tierra.

Todos los placeres se forman bajo la influencia de la fuerza de la gravedad, en relación con la actividad de las aguas superficiales, también condicionada por las fuerzas de la gravedad.

En la formación de los depósitos de placer (en tiempo y distancia) generalmente se distingue una zona de meteorización y desintegración de las rocas y mineralizaciones, que suministran material clástico al placer, luego una zona de acarreo, luego la zona de desplazamiento de la masa clástica y luego su deposición y acumulación.

La presencia de minerales de interés económico en los placeres está directamente relacionada con los ambientes geológicos y las mineralizaciones en el área. En la destrucción y meteorización del material primario participan factores geomorfológicos, tectónicos, climáticos (las condiciones climáticas de una región participan en la formación de los placeres, siendo las zonas tropicales y subtropicales las más favorables por la capa de meteorización que se genera permanentemente) e hidrográficos

La formación de placeres por la acción geomorfológica está relacionada con la actividad erosiva del río que labra sus perfiles longitudinal y transversal de equilibrio. El ciclo de erosión se divide en:

a) Estadio temprano o joven, con un perfil longitudinal de desequilibrio extremo del río, se fundamenta en profundización intensa de su cauce donde se presenta intensidad en el acarreo de sedimentos fluviales y el río fluye por desfiladeros estrechos, con rápidos y cascadas. La pendiente es escarpada y la corriente es rápida.

b) Estadio Maduro, se presenta un desarrollo del valle fluvial, predominando la erosión lateral, el río serpentea formando meándros, la corriente pierde velocidad y los depósitos potenciales comienzan a formarse Fase favorable para la formación de placeres.

c) Estadio tardío o senil, se desarrolla el perfil longitudinal del río en un terreno llano y la actividad erosiva es mínima. En condiciones normales las partículas finas viajan

en suspensión, sólo crecidas de agua provocan desplazamiento de material grueso e inundaciones de la zona drenada.

Para la formación y la preservación de los placeres tienen importancia los movimientos tectónicos antecedentes, contemporáneos o posteriores a su formación en el tiempo, de allí la importancia de desplazamiento de grandes bloques rocosos o mineralizados a lo largo de fallas regionales.

El desplazamiento de bloques favorece la meteorización, destrucción, erosión y acarreo de material primario, siendo una fuente de masas clásticas que forma placeres. La tectónica reciente favorece la repetición de ciclos erosivos y la formación de depósitos secundarios.

Las mejores condiciones para la formación de los placeres se manifiesta en los ríos con distribución irregular de la masa de agua durante el año, por lo cual, la alteración de grandes y pequeñas cantidades de agua hace variar mucho la velocidad de la corriente durante un año, contribuyendo al lavado del material fluvial y a la formación de placeres.

Las vetas o filones con contenidos de cuarzo y sulfuros asociados son fuentes primarias valiosas para la formación de placeres.

La mayoría de éstos depósitos se caracterizan por tener bajos contenidos en un gran volumen de material. Los costos son relativamente bajos comparados con la explotación de otros depósitos y los métodos varían entre la pequeña, mediana y gran minería, los primeros son explotados con batea y motobomba y los segundos son explotados con retroexcavadoras y dragas. Estos depósitos fueron los primeros trabajados por el hombre y han generado las dos terceras partes de oro en el mundo.

A partir de la destrucción de las fuentes primarias se forman diferentes tipos de placeres:

a) Eluvial, en el lugar de la destrucción de las fuentes originales, constituidos por fragmentos gruesos mal clasificados, con minerales pesados cuyo origen es cerca de la fuente. Se conocen los depósitos de diamantes de Yakutia en Africa Austral, de platinoides en los Urales, los de Badeleyita del Brasil, los de casiterita-columbita de Malasia, Indonesia y Transbaikalia.

b) Diluvial, el material meteorizado y destruido se desplaza por la pendiente y forma depósitos por la acción de los desplazamientos gravitacionales del material clástico no compactado. Se conocen varios depósitos de diamante en Africa, de cristal de roca en los Urales, de casiterita y wolframita en Transbaikalia y de corindón en Kazajstán.

c) Proluvial, acumulación de material que forman depósitos cerca del pie de las pendientes. Se conoce el depósito de Luembe-Chieuembe en Africa

d) Aluvial o fluvial, material meteorizado clástico y granulado, que es acarreado por los ríos hasta las zonas de piedemonte y llanura, formando extensos depósitos en los tramos donde se presentan meándros. Se divide en subclases de barra (depósitos formados cerca al cauce del río y expuestos a una erosión ligera); de delta (depósitos transitorios entre los fluviales y de playa-marinos, la mayoría presentan una garanulometría de grano fino), se conocen los depósitos de ilmenita en la desembocadura del río Nilo; de cauce; de valle y de terraza (éstos tres últimos depósitos acumulan los minerales pesados en la base del depósito aluvial o del valle).

e) Laterales o de playa, formados a lo largo de las costas, de los lagos, mares y

océanos: Se dividen en subclases de playa – lacustre, de playa costera y de playa oceánica. Estos depósitos se caracterizan por la presencia en franjas estrechas entre la línea de pleamar y la línea de bajamar, donde se acumula rutilo, ilmenita, circón, a veces casiterita, diamantes y esporádicamente oro y platinoides; la mineralogía es de grano fino y equigranular, la extensión longitudinal es dominante y el espesor no es mayor a 1 m, es común la forma de lentes que se acuñan al mar y a tierra firme, a veces asociados a placeres eólicos de dunas de playa. Los placeres marinos y oceánicos se alimentan fundamentalmente con las masas aluviales de los ríos que llegan a la costa. Se encuentran placeres a lo largo de las costas de Australia, Nueva Zelanda, Indonesia, La India, Sri Lanka, Brasil -en Río de Janeiro y Espíritu Santo.

Depósitos de arenas negras en Colombia

En Colombia se conocen los prospectos en el delta del río San Juan cuando llega al océano Pacífico, zona costera El Choncho; en Acandí, Puerto Colombia, Tolú, Golfo de Morrosquillo (Ciénaga y Galerazamba) y desembocadura del río Don Diego (quebradas del Hierro, Guamachito, Niyulá y Pico El Guardián) al océano Atlántico-Sierra Nevada de Santa Marta.

f) Glaciales, formados por la acción de un glacial. El transporte y la deposición del material clástico por el hielo en movimiento contribuye poco en la concentración de minerales pesados en los depósitos. Estos se dividen en subclases morrénica y fluvioglacial. Se conocen las morrenas auríferas de Alaska, las morrenas diamantíferas de Wisconsin y Michigan en Usa, los conglomerados diamantíferos de Diamantina en Brasil, los placeres auríferos de Nueva Zelanda, los depósitos de platinoides en Tulamen en Canadá

g) Eólicos o de duna, formados por la acción del viento. Depósitos presente a lo largo de las costas de los mares, al ventearse las arenas de los depósitos de playa y en

regiones desérticas secas, donde los procesos de la deflación y del transporte del material clástico por el viento son importantes. Se conocen los placeres de diamante del desierto de Namib en Namibia, en Kazajstán – China, Mongolia y Australia

Según la época de formación, los places pueden ser tanto cuaternarios jóvenes o contemporáneos, como antiguos o fósiles.

Según las condiciones de formación pueden ser depósitos abiertos o depósitos sepultados bajo una capa potente de sedimentos originados después de formadas las rocas que encajan el placer.

Los mecanismos de formación de los depósitos aluviales están relacionados con las corrientes de los ríos que arrancan y transportan materiales provenientes de mineralizaciones, a su vez éstas están cortadas por estructuras tectónicas, además de cambios topográficos en forma de escalón, que originan pérdida de energía y velocidad del agua, lo cual trae como consecuencia la deposición rápida de las gravas, arena, arcilla y material fino conjuntamente con metales pesados como el oro, platinoides, columbita, casiterita, wolframita, entre otros, los cuales se acumulan varios formar depósitos de placeres de interés económico.

Las características de los minerales que forman los depósitos de placer son: alta densidad (gr/cm3), resistencia química en la zona de oxidación y suficiente solidez física. Tales como: oro (19.3-15.6), platino (19-14), cinabrio (8.2-8), columbita-tantalita (5.15-6.20), wolframita (7.7-7.2), casiterita (7.1-6.8), scheelita (6.1-5.9), monacita (5.3-4.9), magnetita (5.5), ilmenita (5-4), circón (4.7), corindón (4.1-3.9), rutilo (4.2-4.3), granate (4.3-8.6), topacio (3.5-8.6) y diamante (3.5), turmalina, andalucita, estaurolita, sillimanita, cianita, corindón, granate, distena, espinela, entre otros. La mayoría de los placeres contienen varios minerales de los mencionados anteriormente.

De los depósitos de placer se extrae cerca de la mitad de la producción mundial de diamantes, titanio, tungsteno, estaño y altos contenidos de oro y platinoides, tantalio, niobio (tantalita, columbita, pirocloro), monacita, magnetita, granate, cristal de roca, baritina, corindón y cinabrio.

Depósitos Auríferos y Auroplaníferos en Colombia

En Colombia se conocen los depósitos de placeres aluviales auríferos de las regiones de: - Bajo Cauca–El Bagre-Nechí-Zaragoza al nordeste de Antioquia- Saldaña – Ataco en el Tolima- San Miguel-La Sierra-Samaná-Nare entre Antioquia y Caldas- Amalfi-Anorí al nordeste de Antioquia- Inirida, Guainía y Cuiari en Guainía

También en Colombia se conocen depósitos de placeres aluviales auroplatiníferos en la región de:- Condoto –Istmina-Certegui-Las Animas-Tutunendo en el Chocó- Murri-Penderisco- Mutatá en Antioquia- Barbacoas en Nariño, principalmente depósitos auríferos.

Beneficio

El beneficio de los metales preciosos en los placeres se basa en la alta gravedad de éstos, comparada con la del material que los acompaña, generalmente constituidos por arenas cuarzosas. Además, el hecho de que los minerales se encuentren liberados de la mineralización o roca madre, razón por la cual al hacer la evaluación de un depósito de placer, sólo se cuantifican los minerales en estado libre. Los ensayes al fuego, con base a la fundición, no son aplicables, puesto que las pequeñas cantidades que no se encuentran liberadas, no se podrían beneficiar en forma económica y los tenores así obtenidos estarían sobre evaluados.

Para los separadores aluviales normales o comunes, con minerales de valor económico (oro, platinoides, diamante, casiterita, monacita, rutilo, ilmenita, circón, cromita, piedras semipreciosas) que están en un rango de tamaño de partículas entre 0.05 m.m. y 5 m.m., se han desarrollado una variedad de mecanismos para su concentración que empieza por la batea y el canalón, utilizados en el terreno, hasta equipos sofisticados que proponen para separar los minerales.

Los separadores gravimétricos se clasifican según el espesor del lecho de sólidos donde la separación tiene lugar. Los más ampliamente conocidos, con características de lecho grueso, son los canalones y los jigs y dentro de los de lecho delgado o flujo laminar se presentan los conos, espirales y mesas vibradoras o de sacudida. Los más recientes son los concentradores centrífugos.

Las ventajas más importantes de los separadores de lecho grueso, es el efecto acumulador producido por las multicapas del lecho de arena. Una partícula mineral que entra en éste lecho tendría mayor retención o tiempo de residencia que en el caso del lecho delgado. La anterior característica hace que el separador de lecho grueso sea menos sensible a fluctuaciones en la alimentación, cambios del contenido de minerales y la densidad de pulpa de la alimentación.

Amalgamación

La amalgamación es el proceso de recuperación de oro y plata por la aleación física con el mercurio. Cuando las partículas de oro son puestas en contacto con el mercurio son mojadas por éste y absorbidas. Este proceso se deriva de tres propiedades importantes des las sustancias que intervienen.

- El oro y la plata son los únicos minerales metálicos en las formaciones de las cuencas aluviales, que son amalgambles.

- El oro y la plata son solubles en mercurio, los platinoides no son amalgamables) y relativamente insolubles en agua, por lo tanto minerales mojados preferencialmente por el mercurio.

- La tensión superficial de la interface agua – mercurio es lo suficientemente alta (375 dinas/cm) para que una partícula metálica mojada por el mercurio se hunda en él, así como las partículas que son mojadas por el agua se hunden en ella.

Para que la amalgamación sea satisfactoria, se requiere:

- Que las partículas de oro estén limpias, si la superficie está sucia, engrasada u oxidada, los resultados no son satisfactorios.

- Las partículas de oro deben estar totalmente liberadas de la ganga o de los sulfatos, cuando se encuentran en éstos, en partículas muy finas.

- La mena debe contener pocos materiales de los que son “venenosos” para el mercurio como grasas, sulfatos de arsénico, bismuto y antimonio.

La amalgama que resulta en el proceso, no es totalmente una aleación o un compuesto, ya que las partículas de oro son atacadas superficialmente quedando generalmente un corazón de oro. Después de filtrada, la amalgama suele contener entre 35 y 60% de oro, dependiendo en buena parte del tamaño de las partículas de oro.

Los tipos de amalgamadores son botellas de amalgamación, mesa de amalgamación, molino de barras y otros tipos como: amalgamadores de bolsillo, cilíndricos, rotatorios de flujo continuo y centrífugos.

PLACER ALUVIAL TIPO WITWATERSRANDDepósito Aluvial Fósil, mineral metálico

Depósito significativo para oro, plata y uranio en el área de Klersdorp en la región Este de Springs – Nigel de Johannesburg (Australia). Es un placer aluvial de delta, donde se acumuló la fracción pesada de minerales de interés económico (oro en la fase de delta del aluvión de un río antiguo), donde se encuentra oro en capas de conglomerados delgados, denominadas crestas, de edad Precámbrica, ubicadas en la cuenca del Rand, donde sus reservas suman decenas de miles de toneladas de oro, siendo cerca de 8 g/t su contenido medio.

El ambiente geológico es de rocas Precámbricas, del tipo rocas verdes, neis granítico y granitos. Las primeras son metamorfoseadas a esquistos verdes, cortadas por vetas de cuarzo y carbonatos con oro. Los granitos contienen oro como mineral subordinado.

- El piso inferior de Witwatersrand (4.8 Km de espesor) constituido por arcillas que alternan con cuarcitas, neis graníticos y esquistos cristalinos, conglomerados, formaciones ferríferas y volcánicas

- El piso superior de Witwatersrand constituido por cuarcitas y capas de conglomerados que forman los “conglomerados auríferos” del paleozóico, cortadas por diques.

La zona aurífera, se localiza en el grupo denominado Main Reef, en la zona baja del Witwatersrand Superior, asociado a conglomerados en cuarcitas y areniscas silíceas cementadas con carbonatos y sulfuros. Los guijarros son pequeños y uniformes y la distribución de oro es uniforme, principalmente en zonas de bonanza que alcanzan hasta 1500 m de longitud y 300 m de ancho, además a lo largo de lechos fluviales.Seager (1969) en Augustithis (1995), afirma que la razón de oro/plata en el Reef Basal del Sistema Witwatersrand es muy alta (0.0812), donde las partículas de oro son homogéneas y su presencia está relacionada con el horizonte Superior en Orange Free State, donde ocurre un metamorfismo tardío y una actividad seudohidrotermal. Los sedimentos compactados fueron plegados y reposan sobre granito y esquistos.

La mineralogía asociada a los conglomerados mineralizados está constituida por cuarzo recristalizado, sericita y menor cantidad de clorita, rutilo, turmalina, carbón, circón y calcita, la pirita es abundante y el oro se presenta en granos individuales y pequeños. Otros minerales: pirrotina, galena, blenda, calcopirita y cromita, cobalto y uraninita.

Origen:

Varias teorías se utilizan para explicar la presencia de oro en éste depósito:a. Placeres en paleoaluviones sobre llanuras de inundación b. Origen hidrotermal, por la sustitución en guijarros y piritac. Deposición de gravas, arena y el resto de material presente, posterior inyección de

azufre y redepositación de oro.

Las regiones del mundo donde se han encontrado depósitos del tipo Witwatersrand son:

Odental, El Dorado en Sur Africa, Blind River ó Elliot Lake en Canadá, Tarkwa en Ghana, Munana en Gabón, Vestverik en Suecia, Westmorlan en Australia, Chikmagalura en India y Jacobina en Brasil.

En Colombia se presenta en los conglomerados precámbricos de Guainía y posiblemente en algunas localidades de la cordillera Oriental.

CAPITULO XI. PROCESOS EVAPORITICOS

Las rocas sedimentarias y la asociación de minerales, formados por evaporación – precipitación de aguas marinas o de salmueras constituyen los depósitos de evaporitas, depósitos sedimentarios constituidos por minerales no metálicos.

Estos depósitos se forman por la presencia de aguas subterráneas y superficiales arrastradas a zonas áridas, donde se evaporan y dejan minerales, que antes estaban en solución, ejemplo: sal, yeso, cloruros de magnesio, potasio, boratos, bromo.

Las zonas apropiadas para la formación de evaporitas son:

Costas intermareales y supramareales (Sabkhas marinos, planicie evaporítica desértica que bordea mares encerrados de l a costa Trucial del Estado de Abu Dhabi)Charcas costaneras y zonas de albúferas (lagoons)Cuencas internas en áreas continentalesCuencas oceánicas con masas de salmueras que están bajo el nivel del mar y no son afectadas por el influjo marino.

De donde las zonas más promisorias son: plataformas y márgenes continentales. Un arrecife barrera, barreras de arena, puede aislar un cuerpo de agua de mar de las corrientes circulantes del oceáno, bajo cálido y seco. La evaporación avanza hasta que las sales sean depositadas.

Las evaporitas son fuentes potenciales de yeso, sal, potasa, magnesio, bromo, boro y litio.

YESOMineral no metálico

Es el más común de los minerales de sulfato. El mineral de roca es el sulfato de calcio hidratado (CaSO42H2O), a partir del sulfato de calcio anhídro (CaSO4) se forma anhidrita (yeso). El color es gris oscuro, finamente cristalino y granular y la presentación común es interestratificado con caliza, shale y dolomita.

El yeso se forma en ambientes evaporíticos, asociado a rocas sedimentarias: shale, calizas, limolitas rojas, sales de potasio, magnesio y sal gema. El yeso precipita antes que la halita y otras sales, en forma de salmueras.

Las variedades son:Alabastro: yeso de alta pureza, translúcido, blanco. Se usa para esculturas.Selenita: Yeso transparente e incoloroEspato satinado: yeso fibroso de lustre fibrosoYesita: cristales de yeso en matriz arcillosa y/o arena, se forma en la superficie por evaporación de aguas sulfatadas.

Como subproducto se obtiene yeso, a partir de desulfurización de gas, acidulación de roca fosfórica y fertilizantes fosfatados.

Tipos de Depósitos:

- Estratificados en capas sedimentarias, formadas por acumulación de sedimentos en la plataforma continental y por precipitación a partir de la evaporación de sales de aguas marinas.

- En lentes, masas irregulares y láminas, por evaporación de soluciones que atraviesan secuencias evaporíticas.

- En pequeños cuerpos irregulares asociados a zonas de fallas, por reacción de rocas calcáreas o carbonatadas con soluciones que contienen ácido sulfúrico.

- Cuerpos asociados a actividad volcánica o procesos metamórficos, por reacción química entre el azufre y el dióxido de carbono.

La explotación de los cuerpos de yeso, generalmente es a cielo abierto, ya que se presenta en capas horizontales o subhorizontales. Cuando son estratos inclinados, la explotación es subterránea. Antes de salir al mercado se selecciona el tamaño y se quitan las impurezas de arcilla, arena y material carbonoso.

El mercado depende de la industria de la construcción: fabricación de láminas y cemento portland, como fertilizante para neutralizar suelos alcalinos y salinos.

Depósitos de Yeso en Colombia

Las áreas en Colombia donde se presentan depósitos y prospectos de yeso son: Los Santos, Zapatoca y Villanueva (Santander), asociados a las formaciones Rosa Blanca y La Paja del Cretáceo; Pez, Miraflores, Macanal y Almeida (Boyacá), asociados a shales del Grupo Cáqueza; Gachalá (Cundinamarca), en rocas sediementarias del Grupo Caqueza; Carrizales y Castilletes (Guajira); Anzá (Antioquia), Valle de San Juan y Rovira-Yesocal (Tolima), Carrizal, intercalados entre sedimentos terciarios de la Formación Gualanday, Guaduas y Guadalupe se encuentra yeso en varias localidades del Huila.

SALMineral no metálico

Cloruro de sodio (NaCl), cuando cristaliza se denomina halita, con 39.3% de Na y 60.7 de Cl. La sal se presenta en ambientes evaporíticos y en soluciones, donde se forman compuestos por reemplazamiento parcial o completo de ión hidronium de un ácido por un metal o radical metálico.

Cuando la sal es pura presenta 2.5 de dureza, gravedad 2.165 gr/cm3, es translúcida, transparente, lustre vítreo, fractura concoidea. El punto de saturación de sal se alcanza a 25oC y 26.7 de concentración.

La mayoría de los yacimientos salinos contienen halita, anhidrita o yeso y se caracterizan por contenidos de boro e impurezas de material arcilloso carbonatado, los cuales se disuelven, se redepositan y se acumulan en el “sombrero de yeso” en diversos boratos.

También el bario es transportado por las aguas superficiales en forma de cloruro de bario, fácilmente soluble. Al ponerse en contacto con el agua marina que contiene iones de sulfato, el bario se precipita formando concreciones, acumulaciones locales y estratos compactos de baritina entre los sedimentos marinos generalmente carbonatados.

Los depósitos se forman por la acumulación de sales precipitadas sobre el piso de antiguos cuerpos de agua marina. La presentación de los depósitos evaporíticos es:

Estratificados, sal en capasFlujos diapíricos, domos de salSales de playa y sal en soluciones

Los depósitos de agua salíferas Los domos de sal se forman por presiones verticales o laterales sobre depósitos estratificadas, debido a que la sal fluye plásticamente a través de las rocas.

En las cuencas desérticas planas, libres de vegetación, que carecen de drenaje y que son cubiertos de agua se forman sales. Son comunes soluciones salinas en medios acuosos en los que la sal está disuelta en océanos y lagos.

Se conocen los yacimientos de Meggen en Alemania y Missouri en USA.

Depósitos y Prospectos de Sal en Colombia En varias localidades de Colombia se presentan varias yacimientos y prospectos. Las salinas más importantes son: Galerazamba-Bolívar, Manaure y Bahía Honda-Guajira, El Torno, Pozos Colorados y Tasajera- Magdalena. Los depósitos de sal gema se encuentran en Zipaquirá, Nemocón y Sesquilé-Cundinamarca, Cumaral, Upín, San Miguel y Barital-Meta, río Humea entre Villavicencio y Medina. Otras fuentes saladas: Gachetá, Mongua, Gámeza, La Salina, Múneque; Chámeza, Recetor; El Salitre; Tausa, Pauna; Mámbita y Pizarra.

MINERALES DE POTASIO Y MAGNESIOMinerales no metálicos

El potasio, está relacionado con óxido de potasio (K2O) ó potasa, es un nutriente de las plantas esencial para el mantenimiento y expansión de la producción animal. En Colombia se conocen los compuestos de potasio en: arenitas glauconíticas de Santa Rosa de Viterbo (Boyacá), en los esquistos paleozóicos que afloran cerca Quetame (Cundinamarca)

Hacen parte de éstos minerales, la silvita (KCl), la carnalita (KCl3Mg.6H2O), la kainita (KClMgSO4.3H2O) y la polihalita (K2Ca2Mg.S4O16.2H2O). La silvita se presenta en masas cristalinas granulares con esfoliación cúbica, transparente, de incolora a blanca y en tonalidades azuladas, de sabor salado más amargo que la halita.

ROCA FOSFORICAMineral no metálico

El fósforo (P), el potasio (K) y el nitrógeno (N) son componentes vitales de la vida animal y vegetal. El fósforo constituye los fosfatos y los sedimentos fosfáticos contienen más de 1% y más 10% de granos individuales de fosfatos.

La fosforita es un compuesto químico complejo de fosfato, fluoruro y carbonato de calcio del tipo nCa3P2O5mCaFe2kCaCO3, que constituye una roca con más de 20% de P2O5 y está presente en los depósitos marinos. Los minerales componentes son apatito, francolita, cuarzo, feldespatos, óxidos de hierro, arcillas, micas, calcita, dolomita y en algunas ocasiones materia orgánica.

Los depósitos por lo general son estratiformes y poseen grandes dimensiones, se presentan en forma nodular (acumulaciones ovaladas de fosforitas entre estratos arcilloso-arenosos) y maciza. Las categorías son las siguientes:

- Fosforitas de origen sedimentario, ubicadas en cuencas de climas cálidos y en áreas con corrientes de aguas ascendentes. Se presentan gránulos de fosforitas retrabajadas, gránulos de arcilla con pirita, calcáreos y a veces glauconita, el fosfato se encuentra en la matriz.

- Fosforita en complejos ígneos alcalinos con alto contenido de apatito (principal fuente de fósforo), el cual se disuelve fácil y es asimilado por los organismos animales y vegetales marinos, donde se concentra en los huesos, caparazones, tejidos y sangre de los animales marinos. Se asocia a carbonatitas, sienitas nefelínicas y piroxenitas. El apatito se presenta con ilmenita y magnetita, ejemplo Península de Kola (Rusia), Palabora (sur Africa), Araxa y Jacupiranga (brasil).

- Fosforita, a partir de guano. Estos depósitos se forman en la superficie por acumulación de los desechos (heces) de aves marinas migratorias a lo largo de la costa Pacífica, principalmente en las islas y costa peruana, parcialmente por actividad de murciélagos y aves nocturnas. En éstas sedimentos se presentan una mezcla de fosfato, carbonato y terrígenos, incluyendo glauconita, chert, diatomita y materia orgánica. En esa localidad se distinguen dos clases de guano: soluble, de origen reciente, además del fosfato de calcio fácilmente soluble, también contiene nitratos. Difícilmente soluble, más viejo, lixiviado, con alto contenido de fosfatos y sin nitratos solubles.

En la industria el valor de un depósito de fosforita, depende de actividad de cuarzo, feldespato, carbonato, sílice y el grado de dificultad para la separación del fosfato. La mayor utilización es en la producción de fertilizantes, previo proceso de beneficio: concentración y homogeneización. También para la industria química: detergentes, insecticidas, pinturas, jabones, textiles, ablandamiento de aguas, dentífricos, curtimbres, nutrición humana y animal.

Para obtener fertilizantes fosfatados (fósforo soluble), a partir de roca fosfórica se utiliza el proceso químico acidulación. En la industria la roca fosfórica se comercializa según el contenido de fosfato calcio-hueso.

La edad de los yacimientos fosforíticos es diferente. Las fosforitas precambricas se localizan en Tun Shan – China y Japón; los depósitos cámbricos se ubican en Kazajstán – Karatán, Jubsugul – Mongolia, Podolia, Yunan – China. Las fosforityas del ordovícico y siluriano se ubican en Siberia, Suecia, Alemanía e Inglaterra. Las fosforitas del devoniano en Francia, España, Vietnam y Tennessee –USA. Las fosforitas permianas en la Formación Phosphoria en USA. Las fosforitas del cretáceo se ubican Rusia, en París, en la India (Trichinópoli) y en Egipto. Las fosforitas paleógenas en Marruecos, Argelia, Túnez, Nigeriaen la Florida –USA.

Depósitos y Prospectos de Fosfatos en Colombia

En Colombia los depósitos y prospectos minerales se presentan en Sardinata, Tibú, Orú – Las Mercedes (Norte de Santander), Pesca e Iza (Boyacá), Teruel, Yaguará, Tesalia, Aipe y Baraya (Huila), Conchal – La Azufrada (Santander) y en formaciones de origen marino en la Cordillera Central y al sur de la Cordillera Central.

ROCAS CARBONATADASMinerales no metálicos

Rocas utilizadas en calidad de minerales que determinan las calizas (calcita hasta 56% de CaO), las dolomitas (dolomita hasta 30.5% de CaO y 21.9% de MgO) y las margas (carbonatos mezclados con arcilla).

Las calizas se forman por vía bioquímica, debido a la acumulación de calcita en los esqueletos y los caparazones de los organismos marinos muertos. Entre las calizas se distinguen variedades ligeramente alteradas: fisuradas, brechadas, recristalizadas (mármoles), sustituidas (dolomitizadas, desdolomitizadas, silicificadas y serpentinizadas).

Las dolomitas se consideran como los productos de CaCO3 del precipitado y MgSO4 del agua marina. La formación se debe a la dolomitización del precipitado calcáreo durante la diagénesis y por alteración hidrotermal de las calizas.

Las margas son sedimentos arcillosos carbonatados mixtos.

Depósitos y Prospectos de Rocas Carbonatos en Colombia

Nare, Amalfi, Abejorral, Cocorná, Maceo, Santa Bárbara, Montebello, Puerto Triunfo, Río Claro, Jordán en Antioquia; Toluviejo en Sucre; Luruaco, Arroyo de Piedra, Villa Santos en Atlántico; Turbaco y Albornoz en Bolívar; Cuchilla de Canalete, Tibasosa, Nobsa, Corrales, Cerinza, Belén en Boyacá; Neira, Manzanares y Pacóra en Caldas; Pitayó, Corintó en cauca; Páramo de Sumapáz, Ubalá, Gachalá, Palacio, Pueblo Viejo y La Calera en Cundinamarca; San Juan del Cesar y Cuestecita en Guajira; Lupa, La Cantera, San José, Palestina, Baraya, Tello, Caguán y río Yaya en Huila; Cuchilla de Piedras Blancas en Magdalena; Servitá y san Martín en el Meta; Buesaco en Nariño; Mutiscua, Silos, Cúcuta y Pamplona en Norte de Sanatander; Vélez, Puente Nacional y Suratá en Santander; Líbano, Piedras y Coello en Tolima; San Francisco, Titango, Ninayaco y Pompeya en Putumayo; Vijes en el Valle del Cauca; Pitayó en Cauca.

ARCILLASMinerales no metálicos

Arcilla es un producto de la descomposición, mecánica y química, de distintos tipos de roca. La reacciones de meteorización son una mezcla de partículas de diferente tamaño y diversas propiedades químicas, físicas y mineralógicas.

Es una sustancia terrosa compuesta por silicatos alumínicos hidratados con materia coloidal y fragmentos de roca. Se hacen plásticas cuando están húmedas y se hacen pétreas por la acción del fuego. Los constituyentes son de grano fino, que sólo con rayos X o microscopio electrónico se pueden determinar. La fracción plástica consta de fragmentos de roca, cuarzo, micas, feldespato y óxidos de hierro.

La formación de arcilla, a partir de minerales silicatados, es una descomposición de silicatos con formación de silicatos hidratados de aluminio y la eliminación de la sílice soluble y de los álcalis en solución.

El origen es por meteorización química de rocas – minerales alumínicos, arrastradas y depositadas como sedimentos arcillosos, bajo condiciones climáticas y topográficas favorables que forman los depósitos residuales.

Las principales rocas madres de arcillas residuales son las rocas cristalinas, granudas, silíceas con feldespato y pobres en Fe. Varios de los depósitos se forman en pegmatítas (el feldespato genera caolín blanco), granitos, sienitas (genera buenas arcillas), neis y calizas (a través de erosión por solución se forman arcillas). Las arcillas residuales son principalmente del Plesitoceno.

Los minerales arcillosos son hojosos, correosos, fibrosos o en forma cilíndrica hueca, con bases sustituibles. Los componentes mineralógicos son:- Cuarzo, disminuye la plasticidad y retracción y contribuye a que la arcilla sea

refractaria. - La sílice en forma coloidal aumenta la plasticidad La alúmina hace que la arcilla sea

refractaria- El óxido de hierro y feldespato disminuyen la temperatura de fusión y actúan como

fúndente- La cal, la magnesia y los álcalis actúan de fúndente- El titanio actúa como fúndente- El carbono y el agua se eliminan durante la cocción

Las propiedades físicas son la plasticidad, resistencia transversal, retracción, fusibilidad desde 100oC (arcillas bajas) hasta 1300 – 1400oC para arcillas refractarias.

Ries clasificó las arcillas, por su origen:

- Arcillas residuales, meteorización in situ, caolines y arcillas rojas.- Arcillas transportadas, de origen sedimentario, marinas, lacustres, de pantano,

fluviales, de llanura de inundación estuáricas y deltáicas, de origen glacial y de origen eólico.

- Arcillas coloidales, masas de movimiento de tierra

Según la clasificación de los ceramistas:

- Arcilla Plástica (Ballclay), altamente plásticas y dispersables en agua.- Arcilla Refractaria (Fire Clay), con alto contenido de silicatos alumínicos hidratados,

tienen poca cantidad de hierro, calcio y álcalis.- Arcilla de Pedernal (Flint Clay), refractaria, muy dura y lisa, contiene halloisita.- Under Clay, similares a las refractarias y algunas veces están de bajo de mantos de

carbón.- Burley Clay, contienen oolítos o nódulos con aluminio u óxido de hierro.- China Clay, caolín obtenido a partir de granitos caolinizados

Según las propiedades y el empleo de las arcillas se clasifican (U.S. Bureau of Mines), en:

- Caolines (caolinita, diquita, nacrita, anauxita, halloisita y endellita): arcillas de alto grado, grano fino y cocción en blanco, utilizadas para la fabricación de porcelana y papel.

- Arcilla grasa: cocción en blanco, muy alumínicas, utilizadas para la fabricación de loza, refractarios cerámica y alfarería.

- Arcilla refractaria: de composición caolinítica, con diáspora, oolitos silíceos, arcillas plásticas y bauxíticas. Ladrillos, morteros y productos refractarios.

- Arcillas para usos domésticos, miscelaneas: Cocción intensa, utilizadas para baldosas, pavimentación, ladrillos y tejas.

- Bentonita: coagulante, utilizada para lodos de perforación- Tierra de Batanes: absorbentes, utilizados para filtrado

Depósitos y Prospectos de Arcillas en Colombia

Algunos de los yacimientos mejor estudiados y más conocidos en Colombia se menciona: a lo largo de la Sabana de Bogotá, asociados a la Formación de la Sabana, en Pacho-Cundinamarca (arcillas refractarias); en San Miguel-carretera a Fusagasuga, asociada a la Formación Bogotá y Usme; en Cúcuta asociados a la Formación León; en las cercanías a Cali; en las márgenes del río La Vieja; en varias localidades de Huila, asociadas a las formaciones Gualanday y Honda; en Angelópolis, Rionegro y San Pedro-Antioquia; en Génova, Calarcá y Pijao-Quindio; en zonas asociadas al abanico aluvial de Chaparral y a la Formación Chaparral-Tolima.

CAOLIN Mineral no metálico

Es el producto residual resultante de la transformación fisico-química de las rocas feldespáticas y feldespatoides, el cual, una vez evacuada de él por elutrición la parte no descompuesta de la roca madre, expone en su composición las proporciones moleculares entre la alúmina, el sílice y el agua de 1:2:2. Es una arcilla blanca con caoliníta, halloisita y diquita.

El caolín se forma en la corteza de meteorización de rocas feldespáticas, principalmente ácidas y alcalinas, relacionada con la lixiviación del hierro (por los ácidos húmicos de una vegetación exuberante de clima tropical) de granitos, sienítas, neis graníticos, pegmatitas, aplitas y aún de de calizas impuras y rocas ácidas de textura porfídica.

Difieren de las bauxitas en una descomposición inacabable de la roca primaria y en la clarificación intensa debido por una evacuación casi completa del hierro, principalmente en un medio ácido. La formación está relacionada con una redepositación de la alúmina en forma de ópalo en la zona meteorización.

Depósitos de Caolín en Colombia

En lutitas caoliníticas asociadas a rocas sedimentarias de la Formación Villeta y Guadalupe-Cundinamarca. Caolines formados a partir de la meteorización de rocas lávicas y piroclásticas en las localidades de Pinares-Neiva, Upar-palermo, El Tigre y El

Viso-Yaguará. Caolines asociados a la meteorización de cuerpos intrusivos en La Unión, Carmen de Viboral-Antioquia

CAPITULO XI. PROCESOS BACTERIANOS

Los organismos intensifican los procesos de transformación de los minerales y las rocas, generando una orientación bioquímica específica.

Las bacterias que participan, cerca de la superficie, regeneran el oxígeno y el ácido carbónico, cambiando los iones de H por los cationes de los compuestos formadores de minerales, necesarios para su alimentación, manteniendo condiciones ácidas en el ambiente dominante, al ser selectivas de algunos elementos que contribuyen a su acumulación en los productos de su descomposición.

Algunos grupos de bacterias de las algas y los musgos descomponen directamente los silicatos formadores de la rocas, sustrayendo elementos tales como silicio, potasio, fósforo, magnesio, calcio, necesarios para su alimentación.

Se conocen bacterias concentradoras de hierro, azufre, manganeso, vanadio, aluminio, cobre, cinc, cobalto, litio y berilio, elementos necesarios para su alimentación. Los hallazgos de estructuras bacteriales en los minerales de hierro pertenecen a las formaciones de pantano, las cuales no juegan papel importante en la formación de los yacimientos industriales.

Se conocen algunas zonas de oxidación de yacimientos de sulfuros en el mundo, donde la acción activa de las bacterias desnitrificantes o tiónicas oxidan el azufre hasta ácido sulfúrico, reduciendo hasta nitrógeno molecular los nitratos que conformaban dichas bacterias. Bajo su influencia el azufre se oxida según la fórmula:

6KNO2 + 5S + 2CaCO3 = 2K2SO4 + 2CeCO4 + 2 CO2 + 3N2

Dicho proceso es exotérmico, de tal manera que bajo la influencia de las bacterias, la oxidación de las bacterias se acelera de 3 a 10 veces.

También, los ácidos de composición inorgánica u orgánica intensifican el proceso de descomposición de las rocas en la corteza de meteorización, mediante el cual éstos descomponen los restos de plantas sobre la superficie de la tierra, aumentando así la meteorización.

En el caso del azufre nativo, éste es un elemento inusual en cavernasy se han encontrado algunos resultados positivos, análisis cualitativo, en las bacterias Thiobacillus Thioparus y Thiobacillus Denitrificans, bacterias oxidantes que pueden precipitar azufre elemental a partir de ácido sulfídrico (SH2) cuando este se mezcla con aguas portadoras de oxígeno libre disuelto (Grupo Espeleológico Argentino, Estudio de Preservación de Cavidades Naturales y Artificiales)

Consideraciones sobre la formación de azufre bioepigenético

El origen del azufre presente en cavernas es atribuido a la acción metabólica de bacterias anaeróbicas sobre los bancos de anhidrita y yeso en los que está formada la caverna.

Una breve descripción del modelo bioepigenético consiste en que el azufre se desarrolla a partir de anhidritas o yesos, como resultado de la actividad de bacterias sulforeductoras, probablemente de la especie Desulfovibrio Desulfuricans o del género Desulfotomaculum como las Desulfotomaculum Orientis y Desulfotomaculum nigrificans las cuales oxidan hidrocarburos que migran hacia las evaporitas desde niveles inferiores y reducen los iones SO4

2- generando sulfídrico (SH2 ) y calcita. La fórmula síntesis de este proceso según Davis y Kirkland (1970) es:

CaSO4 + (C+4H) ---> bacterias reductoras de sulfatos--->

SH2 (Sulfídrico) + CaCo3 (Calcita) + H2O (Agua)

El azufre precipita a partir del SH2 aunque hay divergencia de opiniones respecto a las condiciones en que se produce dicho proceso. Existen autores que sostienen que el mismo se originaría por la oxidación del SH2 ante aguas portadoras de oxígeno libre o aguas subterráneas oxigenadas. En este proceso puede intervenir la bacteria oxidante Thiobacillus Thioparus (Davis y Kirkland,1970). Otros, suponen que esta precipitación se produce en ambiente anaeróbico, en aguas con alta concentración de SH2 y polisulfuros (Ruckmick et.al.,1979),y la oxidación del SH2 a azufre elemental por iones SO4 (Jones et.al.,1956).

Citando conceptos de Gabriele (1993), para que exista azufre nativo bioepigenético en yeso o anhidrita, deben darse una serie de factores concurrentes como ser: la presencia de potentes bancos de anhidrita o yeso, hidrocarburos infrayacentes a las evaporitas (en estado líquido o gaseoso) para oficiar de nutriente a las bacterias, y que la roca posea fallas o diaclasas que permitan la comunicación entre los hidrocarburos y los sulfatos, proceso en el cual la presencia de agua subterránea juega un rol fundamental. A estos factores deben sumarse otros de indole ambiental como el pH del agua, temperatura, etc.

A su vez, para que todo este proceso genere un yacimiento de importancia económica, debería existir una “trampa estratigráfica” (estratos lo suficientemente impermeables y compactos suprayacentes a las evaporitas) para evitar la dispersión del SH2 a niveles superiores y lograr su concentración.

MATERIALES ABRASIVOSProcesos Sedimentarios

Sustancias naturales o artificiales utilizadas para desgastar, pulir, friccionar, brillar, moler otros materiales y obtener superficies lisas o granos de menor tamaño. Acá se mencionan los materiales naturales, rocas y minerales: el diamante, corindón, esmeril, granate, arenas y arenitas silíceas, pumita, perlita, feldespatos, doiatomitas, trípoli y creta (tomado de Núñez, A., en Ingeominas, 1987).

Se pueden clasificar en:

- Granos Abrasivos. Los más comunes son: corindón, granate, pedernal y chert.- Abrasivos Aglomerados. Son comunes: corindón y esmeril, polvo de diamante.

- Paños Abrasivos. Los principales son: cuarzo molido y granate- Granos y Polvo para Jabones, Limpiadores y Pulidores. Los más comunes:

feldespato, pumita, arena, cuarzo terroso, trípoli, diatomita y arcilla.

A continuación se describen algunos de los minerales mencionados.

DiamanteMineral metálico

Forma cristalina particular y natural del carbono, C, formado bajo concdiciones de presión y temperatura muy altas, cuyos depósitos están relacionados con cuerpos ultramáficos de Kimberlitas en plataformas continentales antiguas y estables, además de su presencia en depósitos de placer. La presentación es en venas, diques, diatremas, brechas y eventualmente silos,

CorindónMineral no metálico

Oxido natural de aluminio (Al2O3), presente como minerqal en rocas metamórficas calizas marmolizadas, esquistos micáceos y neis. El color rojo (rubí), azul (zafiro), amatista (violeta) y topacio (amarillo), la variedad granular, impura es esmeril de color gris oscuro a negro que contiene óxidos de hierro, espinela y diáspora.

El origen está asociado a rocas ígneas magmáticas con alto contenido de alúmina y bajo contenido se sílice, tales como sienita, sienita nefelínica y anortositas con corindón, eventualmente en pegmatitas. En depósitos de metasomatismo de contacto es posible encontra rubí y zafiro. También en los depósitos de placer habcen parte de las arenas negras.

La variedad esmeril hace parte de algunas callizas cristalinas, dioritas y peridotitas o en rocas formadas a partir de sedimentos aluminosos.

Se conocen depositos de corindón en Zimbabwe y la Rusia, la variedad esmeril natural en Turquía y Grecia.

Prospectos de Corindón en Colombia

En Colombia las manifestaciones minerales son pocas, en Antioquia se reportan corindones en el valle del río Chaquenodá-Frontino.

GranateMineral no metálico

Minerales que poseen características y forma cristalográfica similar 3A(calcita, magnesio, hierro ferroso o manganeso)O.B(aluminio, hierro férrico o cromo)2O3.3SiO2.

Granates alumínicos: grosularia (3CaO.Al2O3.3SiO2), piropo (3MgO.Al2O3.3SiO2), almandino (3FeO.Al2O3.3SiO2), espesartita (3MnO.Al2O3.3SiO2); granates férricos: andradita(3CaO.Fe2O3.3SiO2); granates crómicos: uvarovita(3CaO.Cr2O3.3SiO2). Los granates duros son abrasivos: almandino, piropo y espesartita.

Este mineral es componente principal y accesorio de las rocas metamórficas y algunas rocas ígneas, hace parte de los depósitos formados por metamorfismo de contacto tipo skarn y regional, en pegmatitas y en kimberlitas. Además en depósitos de placer.

Los paises con reservas de granates son: USA, India, Australia y Rusia

Prospectos de Granate en Colombia

En Colombia no se conocen depósitos granatíferos, excepto algunos contenidos de poca importancia económica en algunos ríos.

Minerales Abrasivos SilíceosProcesos Sedimentarios

Materiales que contienen cuarzo libre como constituyente dominante, están agrupados desde arenas para limpieza (arenas cuarzosas), arenas para pulir y esmerilar vidrio (arena silícea pura) hasta roca de corte y arena silícea de pulir.

El ambiente geológico favorable para los depósitos de minerales abrasivos se forman por procesos de meteorización, erosión, transporte y deposición, apartir de rocas con alto contenido de cuarzo.

PumitaMineral no metálico

Roca de origen ígneo, muy porosa formada a partir de vulcanismo explosivo que aporta grandes cantidades de material ígneo al aire donde son transportados por corrientes de aire y luego caen al piso donde se acumulan.

En el mundo se presentan depósitos en Italia, Japón, Estados Unidos y Grecia.

Prospectos de Pumita en Colombia

En Colombia los cinturones volcánicos, son fuentes pñotenciales de depósitos de pumita, pero no son explotados comercialmente.

PerlitaMineral no metálico

Vidrio volcánico de composición riolítica con alto contenido de sílice y aluminio, asociada a flujos de lava principalmente del tipo ácido.

Son productores de perlita: Estados Unidos, Rusia, Hungría, Italia, Japón y Grecia.

En Colombia no se conocen prospectos de perlita.

FeldespatosMineral no metálico

Principales minerales, aluminosilicatos con potasio, sodio y calcio, formadores de roca, las ígneas principalmente. Como depósitos minerales la fuente son pegmatitas simples y recristalizadas.

Los paises productores son: Estados Unidos, Alemania, Italia, Rusia y Francia. Las zonas potenciales en Colombia se mencionan en capitulos anteriores, pegmatitas.

DiatomitaMineral no metálico

La diatomita es sílice amorfa, opalina e hidratada, con arena silícea, minerales arcillosos, hierro y álcalis. Es un material de origen sedimentario, constituido por restos de plantas microscópicas, unicelulares (diatomeas) con radiolarios y foraminíferos. Depósitos asociados a ambientes marinos o de aguas frescas, cuya formación es Terciario o cuaternario.

Prospectos de Diatomitas en Colombia En Colombia las zonas promisorias son: Zarzal-Valle, Tunja, Funes-Nariño y Mosquera-Cundinamarca.

Trípoli y Creta (caliza impura)Mineral no metálico

El tripoli es una roca sedimentariasilícea, constituida por calcedonia, de grano fino, porosa, friable y de varios colores. Se presenta como masas terrosas, apartir de la meteorización de chert o caliza silícea.

La creta es una caliza impura, de origen marino, porosa, friable, poco coherente, blanda y de grano fino, de color claro, constituida por calcita principalmente, aparir de conchas de conchas de microorganismos y remanentes de algas calcáreas

Prospectos de Trípoli en Colombia

Son pocas las manifestaciones que se conocen en Colombia, principalmente a lo largo de las costas Pacífica y Atlántica. MATERIALES PARA CONSTRUCCION Y ESTRUCTURAS

Procesos Sedimentarios

Los materiales comunes son rocas de construcción, de techar y gravas, cementos hidráulicos, arena y grava de construcción, yeso, cal, magnesita, minerales colorantes, aislantes térmicos y acústicos (lana mineral), asfalto, betún, arcillas.

Las rocas de construcción, de techar y grava presentan resistencia, duración y facilidad de extracción, ubicación geográfica, labrado y pulido, tales como: granito y rocas afines, caliza, mármol, pizarra, arenisca, esteatita, serpentinita, esquistos cloríticos – actinolíticos.

Las rocas deben estar libres de diaclasas, grietas, fracturas, planos de estratificación bien espaciados, meteorización poco profunda y regular. La resistencia a la trituración de las rocas de construcción oscila entre 350 y 1.750 Kg/cm2. Una roca de 3.000 Kg soporta una estructura de 1.8 Km de alto, sin hundirse. Preferiblemente los métodos de extracción deben ser a cielo abierto, poco uso de explosivos y dirigidos.

La dureza oscila entre la coquina o caliza blanda y el granito. La última roca resiste al clima, al igual que la arenisca cementada con sílice, caliza de textura fina y poca porosidad. Las rocas de textura fina se parten y labran más fácil que las de textura gruesa. La porosidad afecta la dilatación por congelación y solución, la permeabilidad contribuye a la acción disolvente.

Las clases de roca son: granito, sienita, monzonita, granito alcalino, diorita, pórfido, neis, esquistos micáceos, esquistos cloriticos – actinolíticos.

Las rocas de techar son preferiblemente pizarras, areniscas, filitas y esquistos cloríticos –actinolíticos.

Las gravas y rocas para trituración se utilizan para construcción, hormigón, balasto, muros de contención, diques y para fines químicos: cemento portland, piedra fúndente, cal, álcalis, agricultura, vidrio, papel, carburo de calcio, refractarios y lana mineral. Las rocas comunes son caliza, mármol, basalto, andesita, granito, arenisca y cuarcita.

Depósitos en Colombia

La mayor parte de los depósitos en Colombia, provienen de placeres aluviales del terciario y cuaternario. En la costa Atlántica en las zonas de Galapa, Malambo y Sabanalarga, en las estribaciones de la Sierra Nevada de Santa Marta; en el noroccidente en la zona norte del Valle de Aburrá y en la cuenca de Amagá; al nororiente en la Sabana de Torres; en el suroccidente en el Tambo, Cali y río Guachinte, Jamundí, Buenos Aires; en la zona central en los cerros periféricos a Bogotá, Sogamoso, Iza y Cuitiva; en Carmen de Apicalá, Cunday, Ortega y San Luis (Tolima), Palermo, Tesalia y Baraya (Huila).