EVAPORACIÓN Y SEDIMENTACION

UNIVERSIDAD NACIONAL DE TRUJILLOEVAPORACIÓN Y SEDIMENTACION

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CONTENIDO

EVAPORACION

INTRODUCCION

ORIGEN

PROCESO DE FORMACIÓN DE LOS MINERALES POR EVAPORACIÓNI. DEPOSICIÓN A PARTIR DE AGUAS OCEÁNICAS

a. Materiales contenidosb. Condiciones de la Deposiciónc. Deposición de Sulfato de Calciod. Deposición de Capas Gruesase. Productos Resultantesf. Deposición de la Sal Común (Halita)g. 1.5 Domo de Salh. Deposición de la Potasai. Condiciones especiales de deposición:j. Características de los yacimientos de Stassfurt:

DEPOSICIÓN A PARTIR DE AGUAS SUBTERRÁNEAS

ING. DE MINAS


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SEDIMENTACION

EL PROCESO SEDIMENTARIO

CAUSAS DE LA SEDIMENTACION

YACIMIENTOS MINERALES DE ORIGEN SEDIMENTARIO

a) Concentraciones mecánicas

Placeres

b) Concentraciones de origen orgánico

Depósitos de carbón

c) Precipitados químicos o bioquímicos

Evaporitas Depósitos de hierro Depósitos de manganeso Depósitos de fosfatos Depósitos de caliza y dolomías

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EVAPORACIÓN

Introducción:El agua de los océanos tiene una composición homogénea, caracterizada por una

salinidad de 35% y una clorinidad de 19%. Las sales de las aguas oceánicas se

deben principalmente al aporte de las aguas terrestre, son los productos solubles

de la meteorización de las rocas y de la solución por aguas subsuperficiales, en

un ciclo que se conoce como ciclo hidrológico.

Origen:

La evaporación tiene mucha importancia en la formación de diversos tipos de

yacimientos minerales no metálicos.

Las aguas subterráneas fueron arrastradas a regiones áridas, donde se

evaporaron y dejaron minerales valiosos que estaban en solución.

Cuando se producen lentas oscilaciones de la tierra o del mar, grandes porciones

de los océanos pueden quedar incomunicadas y se evaporan gradualmente hasta

el punto de depositar yeso y sal común en muchas partes del mundo.

Una concentración todavía mayor de sales producidas por evaporación crea ricos

depósitos de potasa que son una continua fuente de riqueza.

La evaporación es un proceso muy importante en la formación de minerales, es

sencillo y su funcionamiento bien conocido, proporciona materia domestica útiles

al ama de casa, agricultor, constructor, ingeniero, fabricantes, aves, animales

terrestres y plantas.

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Proceso de formación de los minerales por evaporación

La evaporación actúa con mayor rapidez en los climas cálidos y áridos.

En la evaporación de masas de agua salina se produce una concentración de las

sales solubles, y cuando se produce la sobresaturación de una sal determinada,

ésta precipita.

Las sales menos solubles son las primeras en precipitar, y las más solubles son

las últimas. La solubilidad de una sal dada, y por consiguiente su deposición,

viene afectada a su vez por la temperatura y la presencia de otras sales en

solución. El tiempo es también un factor importante en la formación de sales

complejas. Los cambios de temperatura y salinidad durante la evaporación de

forma cíclica pueden ser el origen de inversiones en el orden de deposición.

Asimismo se pueden producir superposiciones en la deposición.

Algunas sales experimentan un cambio durante y después de la precipitación; p.

ej., el yeso puede convertirse en anhidrita.

Con el agua de mar, que contiene el 3.5% de sales, no se produce ninguna

deposición hasta que por evaporación el volumen ha sido concentrado a casi la

mitad del original; el yeso o la anhidrita se depositan cuando el volumen queda

reducido a una quinta parte de lo que era, y la sal común cuando el volumen es

sólo una décima parte.

La composición del agua del mar, el orden de precipitación de las sales marinas y

la reducción del volumen a que se inicia la precipitación (según cifras dadas por

Usiglio) figuran en la tabla que se inserta a continuación. Por debajo de 0,0162,

las aguas madres de sales que contengan cloruros de K, Mg, Na y algo de S04Mg

dan sales diferentes, según sea día o noche, y se precipitan también muchas

sales dobles.

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Agua

CINa

CI2Mg

SO4Mg

SO4Ca

BrNa

C1K

so4k2

C03Ca*

Fe2O3

Br2Mg

Total de sólidos

Peso como sales

% % Volumen Sal precipitada

96.2345 0 1,000

2.9424 77,750 0,533 Fe2O3

0,3219 10,878 CO3Ca

0,2477 4,737 0,190 S04Ca • 2H20

0,1357 3,600 0,095 CINa

0,0556 SO4Mg

0,0505 Cl2Mg

2,465 0,039 BrNa

0,0114 0,345 0,0162 Sales de aguas

0,0003 madres amargas

0,217

*Contiene trazas de todas las demás

sales

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La secuencia de las sales que figura en la tabla precedente se logra pocas veces

porque raras veces la evaporación llega a ser tan completa que determine la

precipitación de las sales más solubles, si bien en los depósitos de Stassfurt

(Alemania) es bastante completa. La secuencia que hemos dado no sería

necesariamente la misma en el caso de otras aguas salinas que contuvieran

proporciones diferentes de las mismas sales, porque la concentración y la

temperatura determinan la secuencia de deposición y la composición de los

precipitados. Se obtienen productos y secuencias diferentes por completo en

lagos de desagüe interior de regiones áridas donde en lugar de predominar las

aguas con cloruro sódico, predominan el carbonato, sulfato y borato sódico.

También resultan productos la evaporación de las aguas superficiales y de

fuentes termales. Por consiguiente, estudiaremos por separado cada uno de estos

tipos.

II. Deposición a partir de aguas oceánicas

1.1- Materiales contenidos

Las sales de las aguas oceánicas se deben principalmente al aporte de las aguas

terrestres; el vulcanismo contribuye con aportaciones pequeñas, y parte procede

de la disolución en las cuencas oceánicas. Son los productos solubles de la

meteorización de las rocas y de la solución por aguas superficiales. El océano

constituye un gran caldero de mezcla de las diversas aportaciones de los ríos. Los

ríos procedentes de América del Norte aportan más carbonatos que sulfatos y

cloruros; los procedentes de los Estados Unidos occidentales y sudoccidentales

aportan más sulfatos que carbonatos. La misma diferencia existe entre las partes

oriental y occidental de América del Sur. Sin embargo, las aguas con carbonatos

predominan sobre las de sulfatos.

El agua del océano cae sobre la tierra en forma de lluvia, recoge una nueva carga

de materias solubles y vuelve al océano; el ciclo se repite continuamente. De este

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modo se han acumulado las sales en el depósito oceánico desde que corren ríos

por la tierra.

El volumen total de sales existentes en el océano se calcula en 21,8 millones de

kilómetros cúbicos, suficiente para formar una capa de 60 m de espesor en los

fondos oceánicos. De ella, la sal común tendría 47,5 m; Cl2Mg, 5,8; SO4Mg, 3,9;

SO4Ca, 2,3, y las sales restantes, 0,6.

Se calcula que los ríos del mundo aportan anualmente unos 2.500 millones de

toneladas de sales al océano.

Es digno de mención el hecho de que el océano recibe constantemente de los

ríos actuales agua diferente de la suya. Clarke puntualiza que los ríos aportan

más carbonatos que cloruros y más calcio que sodio. El océano contiene más

cloruros que carbonatos y más sodio que calcio, lo que constituye una completa

inversión. Por lo tanto, la composición del océano está cambiando lentamente.

Naturalmente, el bajo contenido en carbonato de calcio se debe a su extracción

continua, pero es sorprendente el gran exceso de cloruros.

Según Dittmars, la composición del océano en sales es la siguiente:

El agua del océano contiene también oro, plata, metales básicos, manganeso,

aluminio, níquel, cobalto y radio, así como yodo, flúor, fósforo, arsénico, litio,

rubidio, cesio, bario y estroncio. El yodo se concentra en las algas y el cobre en

las conchas de moluscos. Salvo el hierro, el fósforo y el yodo, ninguno de dichos

elementos llega a concentrarse en depósitos de importancia comercial.

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1.2- Condiciones de la Deposición

La profundidad media de los océanos es de unos 3.500 m, y la superficie tendría

que descender casi 3.300 m antes de que pudiera depositarse la sal. Por

consiguiente, para lograr la necesaria concentración para que pueda producirse la

precipitación, las masas de agua de mar tienen que aislarse del océano en

lugares donde la evaporación sea superior al flujo de aguas. Dicho aislamiento

puede realizarse con la formación de barras que, por lo menos durante cierto

tiempo, interrumpan la comunicación con el océano y permitan la concentración

por evaporación. Si las barras son bajas, puede penetrar de vez en cuando el

agua del mar.

En las regiones costeras se producen aislamientos naturales, con la formación de

barras que aíslan lagunas, o bien como resultado de la formación de deltas o de

lentos movimientos epigenéticos de la corteza terrestre.

Las salinas naturales son numerosas en las zonas costeras de las regiones

áridas. El golfo de Karabugaz, situado en la parte oriental del mar Caspio, es un

conocido ejemplo de concentración de agua salada tras una barra con una boca

estrecha y poco profunda de entrada. Allí, entre los desiertos circundantes, la

evaporación es tan rápida, que una corriente de agua fluye continuamente del mar

Caspio al golfo, aportando las aguas unas 350.000 toneladas de sal diarias. El

yeso se deposita en las playas poco profundas del golfo, y el sulfato de sodio

hacia su centro. Si dicho boquete de entrada se cerrara, no tardarían en

depositarse el cloruro sódico y otras sales.

En una masa aislada de agua de mar en condiciones ambientales de evaporación

más intensa que la entrada de aguas nueva, a medida que disminuye el volumen,

el contenido salino originario se concentra más en las porciones más profundas

de la cuenca. Las que se depositan en las playas descubiertas por la masa de

agua en retroceso son arrastradas las más de las veces hacia adentro de nuevo

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por las lluvias. Por consiguiente, la sal, originariamente difundida en toda la masa

de agua, se va concentrando gradualmente en un volumen relativamente pequeño

en una depresión central. Si la masa aislada primitiva tenía un volumen de 100 km

cúbicos de agua (Karabugaz tiene 183 km cúbicos), y éste llegara a concentrarse

a unos 50 km cúbicos, el óxido de hierro y el carbonato de calcio presentes

precipitarían. Si se evaporara hasta unos 20 km cúbicos, el agua contendría

entonces unos 3.500 millones de toneladas de sal, de cuya cantidad unos 2.700

millones de toneladas serían sal común. En este momento se depositaría yeso.

Cuando el volumen llegara a unos 10 km cúbicos, se depositaría la sal común. La

subsiguiente evaporación determinaría la deposición de sulfato y cloruro de

magnesio, seguida por las sales de las aguas madres.

1.3- Deposición de Sulfato de Calcio

El sulfato cálcico puede depositarse en forma de yeso o de anhidrita,

dependiendo de la temperatura y salinidad de la solución. Según Posnjak, cuya

reciente obra substituye a la de Van ’t Hoff y Weigert, el yeso se deposita a partir

de soluciones de sulfato cálcico saturadas por bajo de los 42° C (no los 66° C de

Van ’t Hoff), y la anhidrita por encima de dicha temperatura.

Posnjak demuestra también que cuando el agua de mar se evapora a 30° C, el

sulfato cálcico se deposita siempre en forma de yeso cuando la salinidad sea 3,35

veces la concentración normal del agua de mar, y el yeso continuará

depositándose como tal hasta que la salinidad llegue a ser 4,8 veces la normal, a

partir de ella se deposita anhidrita.

Además, la mitad de todo el sulfato cálcico presente se habrá depositado forma

de yeso antes de que se deposite anhidrita. Las temperaturas algo inferiores no

modificarían en gran manera! las proporciones, que dejamos apuntadas. Esto

significa que, a las temperaturas de evaporación' de las cuencas marítimas, se

depositará siempre mucho yeso en primer lugar, y que los yacimientos marítimos

de anhidrita pura implican que el yeso depositado primeramente se convirtió en

anhidrita o bien que la deposición tuvo lugar a temperatura superior a 42° C. Si la

deposición fue a menos de 42° C, la parte inferior de las capas de anhidrita no

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puede ser anhidrita primaria. Cuando empieza a precipitar el cloruro sódico, sólo

se puede depositar anhidrita. Los cambios en temperatura pueden producir

alternancias de yeso y anhidrita. En condiciones cálidas y áridas es de esperar

anhidrita, y en regiones templadas cabe esperar yeso. Ambas formas pueden

transformarse entre sí. El efecto deshidratante del agua de mar puede convertir el

yeso en anhidrita, y el yeso sometido a la presión y temperatura debidas a las

profundidades, se convierte en anhidrita. La anhidrita se convierte en yeso en

condiciones de meteorización, como lo demuestra Newland con respecto a los

depósitos de Nueva York.

La mayoría de depósitos de sal existentes en el mundo entero están formados tan

sólo por sulfato cálcico y sal común; la falta general de las sales de las aguas

madres significa que el agua de mar no se evaporó por completo. Por

consiguiente la evaporación debió de ser interrumpida y los líquidos de las aguas

madres fueron arrastrados al exterior o diluidos con la entrada de más agua de

mar o de agua dulce. La carencia común de sales de aguas madres es

sorprendente. En realidad, este hecho sugiere que no debió de ser debido a una

coincidencia de condiciones especiales, sino más bien a algún principio general

desconocido todavía.

1.4- Deposición de Capas Gruesas

El origen y condiciones de deposición de gruesas capas de sulfato cálcico o de

sulfato cálcico y sal común, es un problema. En Nueva Escocia, el espesor del

sulfato es de 75 m, en Alemania es de 90 m, y (según Darton) en Nuevo Méjico el

espesor es de 400 m. Puesto que la evaporación de 300 m de agua de mar

produce tan sólo 40 cm de yeso, se necesitaría la evaporación de 130.000 m, o

sea una profundidad de 130 km de agua de mar para producir 100 m de anhidrita.

Como esto es ridículo, <se deduce que deben de haberse añadido nuevas

aportaciones de agua de mar a la cuenca durante la evaporación, y que los

líquidos residuales se concentraron en subcuencas. La profundidad del agua en

cuencas más cerradas daría también, con la evaporación, una capa de sal común

encima del sulfato cálcico. Por lo tanto, en los casos donde existen capas de yeso

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sin sal encima, debieron de existir condiciones no usuales hacia el fin de la

deposición. Nuevas complicaciones aparecen con la presencia de sal sin yeso.

Por consiguiente ninguna teoría sobre el origen de capas espesas de yeso o sal

(o ambas a la vez) debe basarse en un aporte de volúmenes enormes de nueva

agua de mar a las cuencas de evaporación, ni tampoco en la interrupción de la

deposición antes del período de deposición del cloruro de sodio o de las sales de

aguas madres, y debe explicar también la$ alternancias de sal y yeso.

Han sido formuladas .muchas teorías, pocas han sobrevivido, y ninguna es

enteramente satisfactoria. Muchos investigadores adoptan la «teoría de la barra»

de Ochsenio, o alguna modificación de la misma, que defiende una evaporación

parcial de un brazo de mar aislado por una barra por encima o a través de la cual

se añaden nuevas aportaciones de agua de mar. Se supone que con una fuerte

evaporación, las capas superficiales se hacen más densas y se hunden,

provocando su concentración en el fondo, y que con la inversión de la corriente

las aguas madres residuales son eliminadas. Se utiliza como' ejemplo el golfo de

Karabugaz. Esta teoría no explica la falta de cloruro de sodio o de sales de aguas

madres en muchos casos. Branson modificó esta teoría en el sentido de que se

forma una serie de subcuencas semi aisladas separadas por barras bajas, de

modo que las nuevas aportaciones de agua penetran primeramente en las

cuencas exteriores y desbordan en las cuencas interiores llevando a éstas las

sales de la cuenca exterior; de este modo, el yeso se depositaría en las cuencas

exteriores, y la sal en las interiores. Sin embargo, la entrada de nueva agua de

mar llegaría también a las cuencas interiores, y las sales de las aguas madres se

depositarían también en las mismas. Otras teorías suponen la entrada de nuevas

aportaciones de sales a partir de los desagües de ríos.

Cuando se deposita sal sin yeso subyacente, la explicación es probablemente que

las aguas saladas a partir de las cuales se ha depositado el yeso han sido

decantadas a otra cuenca donde puede producirse la precipitación ulterior de la

sal. Esto puede producirse por inclinación de las costas.

1.5- Productos Resultantes

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La deposición de sulfato cálcico da origen a:

1) Capas de yeso o anhidrita relativamente puros, de un espesor que oscila entre

unas decenas de centímetros y unas decenas de metros. Las capas de yeso

constituyen uno de los recursos no metálicos más importantes; la anhidrita tiene

poco empleo porque en yeso absorbe el agua y se hincha.

2) Capas de yeso con impurezas de anhidrita.

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

4) Gipsita, que es una mezcla con impurezas. Las capas están generalmente inter

estratificadas con caliza o pizarra, y comúnmente asociadas a la sal. Para la

distribución geográfica, localización y empleo del yeso, véase el capítulo 18.

1.6- Deposición de la Sal Común (Halita)

La deposición de capas de sal proporciona cerca de las tres cuartas partes de

toda la sal consumida. Las capas de sal son generalmente lenticulares’ y su

espesor oscila entre unos centímetros y unos metros. Sin embargo, se hallan

capas de 45 m de espesor en Ohío, de 100 m en Michtéan y unos 200 m en

Nuevo Méjico. En la Costa del Golfo (Estados Unidos) y en Alemania existen

yacimientos de centenares de metros de espesor; estos yacimientos fueron

aplastados y empujados hacia arriba, estos depósitos la sal es de un blanco y

pureza deslumbrantes; en el fondo suele encontrarse yeso, anhidrita o pizarras.

Las capas pertenecen

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FIG. 5.6-1. — Diagrama de un domo de sal, en el que se ve una columna de sal, el casquete de anhidrita y los estratos levantados, conteniendo depósitos de petróleo y gas (en negro) perforados por pozos.


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las muchas épocas geológicas; en América del Norte se las encuentra en el

silúrico, el pérmico y el triásico. Los yacimientos de sal están muy difundidos en

los Estados norteamericanos del este, centro y sur.

1.7- Domo de Sal

Los domos de sal no son corrientes y constituyen un objeto de discusión. Se

conoce su existencia en la Costa del Golfo (Estados Unidos), Alemania, España,

Rumania e Irán, pero los de los Estados Unidos tienen un interés especial por

estar asociados a yacimientos de petróleo. En la superficie puede no haber

ningún indicio de ellos, pero a veces se ven indicados por montículos de poca

altura o depresiones. La mayoría de ellos han sido localizados con métodos

geofísicos y comprobados por perforación. Tienen forma de cúpula, de tubo y

hasta de seta (fig. 5, 6-1). La espiga está constituida por sal y anhidrita, el

casquete por anhidrita o yeso, generalmente con un espesor de 150 a 200 m. La

espiga de sal puede llegar a tener varios centenares de metros de espesor. En

Humble existe una que tiene por lo menos 1.500 m. El extremo superior puede

estar entre unos metros y varios centenares de metros bajo la superficie.

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Ninguna perforación ha penetrado aún hasta el fondo de estos domos. Los

flancos están bordeados por estratos empujados hacia arriba que forman las

rocas madres de los yacimientos de petróleo que llevan asociadas estos domos.

Dan la impresión de ser espigas gigantescas que han sido empujadas .por

fuerzas hacia arriba contra los estratos subyacentes, separando las capas y

curvándolas para dejar trampas donde queda aprisionado el petróleo. La sal

existía originariamente en capas sedimentarias (tal vez mesozoicas) situadas a

varios centenares de metros por bajo de la superficie. Cediendo a la presión, la

sal plástica fue empujada hacia arriba siguiendo alguna línea de menor

resistencia, como una falla. De esta manera, el enorme espesor de la sal no es

primaria sino que se produjo después. Barton calcula que 10 de los célebres

domos de sal de la región norteamericana de la Costa del Golfo contienen

suficiente sal explotable para abastecer al mundo durante 4 000 años, y que todos

los domos de sal conocidos pueden atender a las necesidades de sal mundiales

durante 300 000 años.

Estudiamos los domos de sal en relación con el petróleo, en el capítulo 16; la

producción, distribución y empleo de la sal se tratan en el capítulo 21.

1.8- Deposición de la Potasa

Después de la deposición de la sal común, las principales sales que se depositan

son los cloruros y sulfatos de magnesio y potasio.

Los minerales de potasio son el resultado de la evaporación casi completa, y se

depositan en ocasiones muy raras. Por consiguiente, no son comunes; sólo se

conocen depósitos importantes de los mismos en Alemania, Rusia, España,

Polonia y Estados Unidos. La mayor parte de la producción mundial de potasa

procede de evaporación marina, pero también se obtiene (aunque en cantidades

menores) de las aguas de lagos salados, de vegetales y de otros orígenes.

1.9- Potasio y sales asociadas:

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Los célebres depósitos de Stassfurt (Alemania) representan la única secuencia

completa de precipitación de sales oceánicas. En dicho lugar se han hallado unos

30 minerales salinos, pero muchos de ellos se han formado por reacciones

secundarias posteriores. En el cuadro precedente se indican algunas de las sales

más comunes de dicho depósito. Se han escrito en cursiva las sales potásicas

más importantes.

La silvina es la sal más importante, por tener el contenido más elevado de K2O;

es un cloruro soluble simple, y es el mineral más útil.

1.10- Condiciones especiales de deposición:

La deposición de las sales potásicas a partir del agua del mar exige condiciones

especiales de formación que no se presentan en los depósitos de yeso y halita no

potásicos. Su abundancia significa, no sólo una evaporación casi completa, sino

también una extraña concentración de las aguas madres residuales. Ello parece

indicar que se produjo una concentración gradual de las aguas madres después

de la eliminación del yeso y de gran parte de halita por desplazamiento a

porciones más bajas de grandes cuencas de evaporación. De esta manera, una

pequeña superficie puede llegar a contener los constituyentes residuales

dispersos en un gran volumen de agua que ocupaba una gran cuenca. Además,

parece probable que en la mayoría de lugares debe de haberse producido cierta

inclinación de la tierra, lo que determinó la concentración de las aguas madres

hacia cuencas adyacentes, ayudando de este modo a su reunión.

Con la cristalización de las sales potásicas se deposita también halita. Por

consiguiente, son raros los yacimientos de sales potásicas puras; también

contienen sales de magnesio, de manera que ciertos yacimientos son más-ricos

que otros. No son raras las repeticiones estratigráficas, indicando que el ciclo de

evaporación y deposición se interrumpió y reanudó muchas veces.

Las condiciones de formación de los minerales de potasa se comprenderán mejor

si se tienen en cuenta ciertas características de los depósitos de Stassfurt, sobre

los cuales se da una descripción general en el capítulo 22.

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1.11- Características de los yacimientos de Stassfurt:

Los yacimientos de Stassfurt y los terrenos vinculados a los mismos son el

ejemplo más notable de deposición de potasa por evaporación de aguas del mar,

porque, no sólo representan una secuencia completa de las sales oceánicas, sino

porque han venido estudiándose desde hace largo tiempo. La secuencia

estratigráfica de la región de Stassfurt se hallará en la tabla de la página 214.

La deposición de sales de potasio se cerró con la serie antigua (Zonas 10-6), y un

nuevo aporte de agua de mar inició la deposición de la serie joven (Zonas 5-1), en

la cual, de todos modos, no se depositaron sales de interés comercial.

Las zonas potásicas contienen también cloruros de magnesio y calcio, y sulfato

de magnesio. La halita está presente en todas las zonas desde la 10: hasta la 2.

También se forman sales dobles complejas por resolución y re precipitación

debida a ligeros cambios en temperatura y salinidad durante la deposición. Se

obtiene un hendimiento de casi 9 por ciento de K20 a partir de la carnalita, y de

casi 13 por ciento de K20 de la silvina-caini.

Varias de las sales de Stassfurt son el resultado de transformaciones posteriores

debidas a las elevadas temperaturas reinantes en el subsuelo. La cainita y la

silvina son productos de alteración de la carnalita. Otras sales representan un

metamorfismo retrógrado o inversiones provocadas por levantamiento ulterior de

las capas después de estar enterradas a gran profundidad. Estos minerales

potásicos constituyen delicados termómetros geológicos. Según Van’t Hoff y sus

colaboradores, las sales de la región de Stassfurt tuvieron temperaturas de

formación superiores a 10° C para la loewita con glaserita, y de 60° con

vanthoffita; y de 72° para la kieserita con silvita. Una reciente síntesis efectuada

por Ide sugiere tempera¬turas mucho más elevadas para la langbeinita, la

vanthoffita y la polihalita. Las investigaciones realizadas por Weber demuestran

que se ha ido realizando una intensa substitución: la polihalita y la kieserita

sustituyeron a la anhidrita; la vanthoffita substituyó a la kieserita y la carnalita, y la

kieserita fue alterada a silvina. Se considera que algunos de estos cambios se

produjeron por filtración descendente de soluciones de cloruro de potasio y

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magnesio a través de la anhidrita subyacente. Ahlborn ha demostrado que en los

puntos donde fue mayor la presión, la «hartsalz» se convirtió en langbeinita, y

donde fue menor se formaron ricas capas de silvina o carnalita. Es evidente que

la formación de las sales complejas fue un complicado proceso geoquímico y no

una deposición por simple evaporación.

Deposición a partir de aguas subterráneas

La evaporación del agua subterránea es universal, pero en las regiones húmedas

la mayor parte de los productos de la evaporación son re disueltos y arrastrados

por el agua de lluvia. En las regiones áridas, los productos de la evaporación

pueden acumularse mientras el clima siga siendo árido.

El agua subterránea contiene sales similares a las de los lagos y océanos. Pero la

concentración es generalmente baja, y las proporciones de cada sal entre sí

varían según el carácter del terreno, de las rocas del cauce, de la topografía y del

clima. Casi invariablemente se encuentra carbonato cálcico; son corrientes los

compuestos de magnesio, sodio, potasio, hierro y manganeso; la sílice se halla

generalmente presente, así como el fósforo; y localmente pueden ser

relativamente abundantes el boro y el yodo.

El agua subterránea ha dado origen, en Chile, a grandes cantidades de nitratos

comerciales, y algunos depósitos de cobre se deben ciertamente a la

evaporación.

La deposición se produce cuando la evaporación tiene lugar en la superficie o

cerca de la misma, o en cavernas. Si el lugar de evaporación alimentado por

nuevas aportaciones de agua subterránea, pueden formar extensos depósitos.

Naturalmente, la evaporación se efectuará con mayor rapidez. Donde las

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aportaciones de agua subterránea sean muy próximas a la superficie,* como en

los fondos de valle, vertientes donde se confunden montes y valles y largas

vertientes de montaña interrumpidas por gradientes más suaves o de inclinación

inversa.

Depósitos:

Los depósitos formados por evaporación de agua subterránea y que tienen

importancia económica son: sales de nitrato con yodo, algo de boro, carbonato

cálcico, sulfato sódico y carbonato sódico.

Los procesos de formación de los depósitos de nitrato tienen como ejemplo

principal los famosos depósitos de nitrato de Chile, que son los únicos grandes

depósitos existentes, y que hasta el descubrimiento de los nitratos sintéticos

abastecieron al mundo entero de nitrato natural para abonos, explosivos y otros

productos químicos. Dichos depósitos s^ encuentran discontinuos y a moderadas

elevaciones, en los desiertos de Atacama, Tarapaca y Antofagasta, de Chile

septentrional, en una larga y estrecha faja que penetra hacia el interior, de 20 a

150 Km. Los depósitos, llamados calicheras, se hallan en las pendientes suaves

de la vertiente occidental de la cordillera costera. Están formados por una delgada

capa de grava cementada por nitrato sódico y sales asociadas a profundidades

que oscilan entre pocos centímetros y varios metros de la superficie. Casi una

cuarta parte es nitrato sódico, junto con sal común, sulfatos, boratos, bromuros,

yodatos, fosfatos y compuestos de litio y estroncio. También producen la mayor

parte de la producción mundial de yodo. Los recubrimientos contienen algo de

nitrato, sal, yeso y sulfato sódico. (Véase también el capítulo 22.)

El origen de estos depósitos es discutible. Generalmente se conviene en que los

nitratos fueron transportados por agua subterránea' y se depositaron por

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evaporación de la misma, según propugnan Miller y Singewald. Pero el origen del

nitrato ha sido atribuido a:

1) Guano de aves lixiviado posteriormente (Penrose)

2) Fijación del nitrógeno por descargas eléctricas procedentes de las tempestades

que barren los Andes (Pissis, Rogers y Van Wagenen)

3) Fijación bacterial de materia vegetal nitrogenosa anterior

4) Origen volcánico, a partir de las cercanas tobas triásicas y cretácicas que

Contienen sales de amonio que fueron oxidadas durante la meteorización en

condiciones climáticas poco comunes (Clark, Whitehead). Los nitratos solubles

fueron arrastrados por la pendiente de la ladera hacia el lugar de evaporación.

Whitehead estima que la erosión de 1m de roca volcánica, con un 1 por ciento de

C1NH4, daría origen a todo el nitrato de los depósitos. La correspondencia entre

las rocas volcánicas y los nitratos difícilmente puede ser casual. Además, este

origen es apoyado por la constante asociación de boratos, relación observada

precisamente en relación con los boratos.

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SEDIMENTACION

La acumulación de materiales de procedencia variada que se realiza asociada a

diversos procesos geológicos en la superficie terrestre recibe el nombre de

sedimentación.

Las acumulaciones sobre la superficie terrestre de material sin consolidar, que ha

sido depositado por la acción de un elemento móvil como hielo, agua o aire,

reciben el nombre de sedimentos. Cuando los materiales llegan a consolidarse

reciben el nombre de rocas sedimentarias.

El resultado de procesos de sedimentación sucesivos, es la formación de

estratos, llamándose estratificación a la disposición en capas de los sedimentos.

La sucesión observable de materiales sedimentarios, acumulados en una zona

concreta, y dentro de un intervalo de tiempo determinado, recibe el nombre de

serie estratigráfica.

I- EL PROCESO SEDIMENTARIO: Las rocas sedimentarias son originadas por los siguientes procesos encadenados:

meteorización, erosión, transporte, sedimentación, litificación o diagénesis.

A)La meteorización: consiste en la alteración de las rocas, cuando están

próximas a la superficie terrestre, para formar sedimentos. Durante la

ING. DE MINAS


22

meteorización, el desplazamiento de la materia meteorizada se produce en las

proximidades de la roca madre.

De una manera general, la meteorización produce una pérdida de

consistencia en la mayoría de las rocas, ya sea por la transformación parcial o total

de algunos minerales en arcillas o por la subdivisión física que ocurre en las rocas

expuestas a los agentes atmosféricos.

-Factores:

1. La composición mineral de la roca. La serie de Goldich (al contrario que la serie

de Bowen) describe el orden en el que los silicatos se meteorizan. Los minerales

que se han formado a alta presión y temperatura son los menos estables,

alterándose más rápidamente al estar más lejos de su zona de estabilidad.

2. La textura y estructura de la roca.

3. El clima.

-Tipos de meteorización:

Meteorización física o mecánica: encargada de fragmentar y aumentar la

superficie expuesta de la roca. La roca se descompone en partículas menores

sin alteración química. Tipos:

1. Gelifracción: se producen cuando el agua penetra por las grietas y fisuras

de la roca y se congela, aumentado su volumen, y produciendo la rotura de

la roca.

2. Expansión diferencial: las rocas se pueden fracturar como consecuencia de

la expansión que experimentan cuando la erosión de los materiales

situados encima hace disminuir la presión litostática.

ING. DE MINAS


23

3. Expansión y contracción térmica: se produce cuando las rocas se calientan

o se enfrían. El calentamiento produce expansión, y el enfriamiento

contracción. La repetición del ciclo termina por fracturar la roca. Cada tipo

de mineral se expande y se contrae de forma diferente. El color del mineral

tiene mucha importancia.

Meteorización química: disgrega la estructura cristalina de los minerales por

procesos químicos. La meteorización química produce la alteración de las rocas

a causa de modificaciones químicas de los minerales, inducidas por el agua, el

oxígeno, el dióxido de carbono y los ácidos. Los principales tipos son:

- Disolución: la halita y la calcita son los más frecuentes. A un proceso

especial de disolución que ocurre en las calizas, se le denomina

carbonatación, pues se disuelve en aguas con alto contenido en CO2, pues

las calizas no son solubles en agua.

- Oxidación: el oxígeno se combina con el hierro.

- Hidrólisis: los minerales silicatados meteorizados por hidrólisis forman

arcillas. Los feldespatos se transforman en arcilla (caolinita).

- Hidratación: significa la adición de agua a los minerales dentro de su

propia estructura atómica o molecular. Por ejemplo, la anhidrita se

transforma en yeso.

Meteorización biológica:1. La acción de las raíces.

2. La mezcla mecánica: la realizan algunos animales removiendo materiales

que sacan a la superficie. Su actividad constante hace que las partículas

removidas sean más susceptibles de sufrir meteorización.

ING. DE MINAS


24

3. Los efectos químicos de la vegetación: los ácidos orgánicos que se forman

cuando los vegetales se descomponen, tienden a aumentar el poder de

disolución de las aguas que contienen.

B) La erosión es el proceso por el cual los productos de la meteorización son

transportados como materiales sólidos o disueltos y depositados en forma de

sedimentos.

C) El transporte implica el movimiento de las partículas por los agentes de

transporte: agua, viento y hielo.

D) La sedimentación de los materiales transportados. Cualquier

depósito sin consolidar de materiales meteorizados constituye un sedimento. Se

ha podido formar como resultado del depósito a partir de corrientes fluviales o

eólicas, o de la fusión de un glaciar, de desprendimiento de rocas y masas de

tierra por acción de la gravedad, así como por la precipitación de los productos

disueltos en las aguas superficiales.

E) La litificación o diagénesis: comprende los cambios que se producen en

los sedimentos, principalmente por procesos físicos y físico-químicos, y que

transforman el sedimento en rocas sedimentarias. Se producen en condiciones de

baja presión y temperatura. Se producen dos procesos: compactación y

cementación de los sedimentos. En algunos casos no hay sedimentos, sino que

se forman rocas sedimentarias directamente (rocas evaporíticas y arrecifes).

II- CAUSAS DE LA SEDIMENTACIONEl depósito de partículas obedece a principios físicos o químicos sencillos.

Cuando la energía de un fluido disminuye, su capacidad de transporte lo hace

también, y el agente de transporte deposita su carga o parte de ella.

Las dos situaciones sedimentarias más típicas corresponden a una disminución

de la masa del fluido transportador (por ejemplo, tras una crecida) o a una

disminución de su velocidad (al calmarse el viento, o al perder pendiente un curso

de agua).

ING. DE MINAS


25

Otros sedimentos se deben a procesos químicos, en la mayoría de los casos

debido a sobresaturación o a la ruptura de un equilibrio químico que se traduce en

la producción de sales insolubles.

III- YACIMIENTOS MINERALES DE ORIGEN SEDIMENTARIO

I.1. Concentraciones mecánicas

I.1.1. Placeres Los placeres son concentraciones de minerales que se

acumulan por separación densimétrica durante su transporte mecánico. Estos

minerales deben ser, por tanto, duros, muy pesados, químicamente estables y

difícilmente solubles en agua. Ejemplos típicos son los óxidos (magnetita, ilmenita,

cromita, casiterita, etc.), las gemas (diamante, rubí, topacio, etc.) y ciertos metales

nobles (oro, platino).

I.1.1.1. Ámbito generador

Para que exista un yacimiento detrítico es condición indispensable que la roca madre

contenga una mineralización concentrada o diseminada, y que se den una serie de

circunstancias favorables para que se produzca al arranque, el transporte y la deposición

selectiva de dicha mineralización.

Consecuencia de lo anterior es el hecho de que un buen yacimiento primario puede no

dar lugar a concentraciones detríticas importantes, mientras que una mineralización

primaria diseminada e inexplotable, puede originar excelentes yacimientos detríticos. Es

decir, la existencia de un yacimiento detrítico no supone la de una mineralización primaria

de interés económico.

La acumulación de minerales pesados en los depósitos detríticos, y la formación de

éstos, están íntimamente ligadas a las diferencias existentes entre las propiedades de la

mineralización y las del resto de los materiales que forman el depósito. Los procesos que

intervienen en la concentración de minerales detríticos son los siguientes:

a) Arranque

ING. DE MINAS


26

Las rocas aflorantes están sometidas a una serie de procesos destructivos que,

en conjunto, se conocen como erosión. Estos fenómenos erosivos dependen de

muchos factores, entre los que pueden destacarse:

Condiciones climáticas.

Naturaleza de la roca madre.

Posición geomorfológica de ésta.

Ambiente químico del medio.

Duración del proceso erosivo.

La acción de los agentes atmosféricos es capaz de transformar una roca masiva

en una serie de fragmentos rocosos más o menos sueltos, pudiéndose distinguir

dos tipos de alteraciones muy diferentes entre sí:

Alteración física: disgrega la roca.

Alteración química: modifica la composición química y la constitución de la

roca.

Alteración física

Los agentes de índole física provocan la disgregación mecánica de las rocas, que se

fragmentan en bloques más o menos grandes y, finalmente, en arena: los granos de los

minerales son liberados y se acumulan en las proximidades del área fuente.

Entre los agentes físicos se pueden citar los siguientes:

Congelación del agua en fisuras (Fig. 01). Acción del sol. Variaciones de temperatura. Hinchamiento por hidratación de las sales que penetran en los poros. Raíces de vegetales (Fig. 0.2). Excavaciones producidas por animales. Cursos de agua. Glaciares. Ventiscas. Terremotos. Erupciones volcánicas.

ING. DE MINAS


27

Figura 01: Efecto de la congelación del agua de lluvia en las grietas de las rocas (Plummer & McGeary, 1996).

De todo lo anterior se deduce que la situación geográfica de las rocas influye en gran

manera en los procesos erosivos.

Figura 02: Efecto de las raíces en la degradación de las rocas (Plummer & McGeary, 1996).

Alteración química

Una vez que la roca está disgregada, la superficie expuesta al ataque atmosférico

aumenta espectacularmente (Fig. 3.65), lo que lleva consigo una mayor

posibilidad de acción de los agentes químicos del medio. Los procesos de

alteración química que al principio eran secundarios, se convierten en

predominantes.

Este tipo de alteración se produce al ponerse en contacto los minerales de las

rocas con el agua que, por llevar en disolución ciertos gases e iones, favorece

oxidaciones, hidrataciones, calcitizaciones, etc., formándose nuevos compuestos

más estables.

Cuanto mayor sea el grado de ataque químico de los minerales, mayor será la

pérdida de cohesión y resistencia mecánica de la roca. El grado de alteración

química depende de:

Lluvia

FRAGMENTOS DE LA ROCA METEORIZADA

ROCA SANA

AGUA DE PERCOLACIÓN'

ING. DE MINAS


28

La composición mineralógica de la roca madre.

El tiempo de ataque.

La acidez del medio.

La temperatura ambiental.

Los agentes que provocan la alteración química son muy variados:

El oxígeno libre.

El anhídrido carbónico atmosférico.

Las aguas de escorrentía cargadas de 02, C02, sales y ácidos libres.

Los ácidos orgánicos.

Los ácidos húmicos.

Al final del proceso de alteración, una parte de los nuevos compuestos es soluble

y es transportada lejos por las aguas; el resto, más estable (óxidos, hidróxidos y

silicatos secundarios hidratados), queda al pie de la roca, acumulándose.

AREA SUPERFICIAL: 24 m2 AREA SUPERFICIAL: 12 m2

Figura 03:

Incremento de superficie sometida al ataque químico por efecto de la fragmentación producida por alteración física (Plummer & McGeary, 1996).

b) Transporte

El material detrítico acumulado en las cercanías de los afloramientos de la roca

madre es transportado bien por gravedad, bien por un medio móvil y dirigido

(curso de agua, viento, olas, etc.). Durante este viaje, primero a lo largo del cono

de deyección (Fig. 04) y, posteriormente, en su caso, inmersas en un medio

ING. DE MINAS


29

fluido, las partículas se clasifican en función de diversos factores físicos,

específicos de cada una de ellas, como son:

Fragilidad.

Densidad.

Forma.

Desgaste. Separación entre granos.

ING. DE MINAS

Figura 04: Esquema de cono de deyección con indicación de los distintos materiales que lo componen (Plummer & McGeary 1996)

La concentración de minerales estables en los productos residuales de la erosión,

junto al área fuente, da lugar a los eluviones, Fig. 06 Parte de este material es

arrastrado por las aguas de escorrentia o desliza por gravedad pendiente abajo,

generándose los deluviones hacia la parte media del cono de deyección. Los

materiales del deluvión también pueden ser arrastrados aguas abajo pero, cuando

alcanzan las partes más bajas del cono, disminuye la pendiente y la energía del

medio y comienzan a sedimentarse en forma de capas, de espesores más o menos

importantes, formando un coluvión. Si estas acumulaciones están en contacto con

comentes fluviales, pueden ser erosionadas por el agua que transporta los

materiales sueltos y los va depositando a lo largo de su cauce a medida que las

condiciones de equilibrio del mismo lo van haciendo posible. Este tipo de depósitos

fluviales se denominan aluviones. En conclusión, los materiales erosionados del

área fuente pueden ser repartidos espacialmente y encontrarse en muy distintas

localizaciones, Fig. 06.

Figura 05: Depósitos de ladera (Vaquero, 1977).

Figura 06: Tipos de depósitos detríticos (Martínez Álvarez, 1989 modificada).

El transporte fluvial del detritus se puede verificar de tres maneras (Fig. 07):

En suspensión: la energía de la comente contrarresta el peso de las

partículas, que viajan largas distancia a la velocidad de aquella. Es la forma

de transporte más importante, aunque los materiales han de ser

forzosamente finos y de poco peso.

Por saltación: los granos van brincando por el fondo del cauce. El material

puede ser de tamaño fino a grueso.

Por arrastre: los granos ruedan y, a veces, deslizan a lo largo del fondo del

cauce, con el que permanecen en contacto casi permanentemente.

En general, el transporte del detritus se verifica mediante una combinación

de movimientos por deslizamiento, rodadura y saltos, lo que se conoce con

el nombre de acarreo de fondo

Figura 07: Transporte de partículas en un medio fluvial (Plummer & McGeary, 1996).

c) DeposiciónEl material transportado es clasificado según su peso específico y la forma y

tamaño de las partículas. El cálculo de la velocidad de caída de las

partículas al fondo del río se puede efectuar mediante dos modelos, uno

para tamaños de grano inferiores a 0,1 mm (ley de Stokes), y otro para

tamaños superiores a 0,2 mm (ley del impacto).

La ley de Stokes proporciona la velocidad con la que se deposita una

partícula inmersa en un medio fluido. Para esferas de menos de 0,1 mm de

diámetro se cumple que:

En donde:

V = velocidad de caída

r = radío de la partícula

= densidad de la partícula

' = densidad del fluidov = coeficiente de viscosidad del fluido.

Por otra parte, aplicando la ley del impacto, para esferas de diámetro

superior a 0,2 mm:

V= C * ( – ’) * d 1/2

Siendo:

C=constante que depende de la gravedad

d= diámetro de la partícula.

Del análisis de ambas leyes se deduce que si dos granos de la misma

densidad tienen forma idéntica, cuanto mayor sea su diámetro, con mayor

velocidad se depositara, resultando, pues, una clasificación por tamaños

(calibrado Fig.08).

Se desprende igualmente que dos partículas de la misma forma y tamaño se

depositarán con una velocidad que será proporcional a sus densidades

respectivas, resultando una clasificación por densidades.

La acción simultánea del calibrado y del estrió explica los caracteres

esenciales de la sedimentación detrítica: al ser diferentes los minerales que

arrastra la corriente, y al ser las dimensiones y la forma de las partículas

también diferentes, los granos de mayor densidad se depositan a la vez que

partículas más gruesas pero menos densas. Igualmente, para un mismo

mineral, los granos de mayor superficie relativa serán transportados más

lejos que los granos redondeados (Fig. 09). Todo lo anterior explica que los

yacimientos aluviales sean poliminerales.

Al mismo tiempo que se produce la clasificación de los minerales por su

densidad y su forma, durante el transporte fluvial también se separan los

minerales por su resistencia mecánica Durante el transporte, las partículas

chocan entre si y se pulen, se estrian, se fragmentan y, finalmente, se

pulverizan. La estabilidad de las partículas durante el transporte depende,

pues, de su resistencia a la abrasión. Esta aumenta con la dureza y la

tenacidad del mineral.

La duración del transporte también influye en este tipo de clasificación, asi

como la intensidad del proceso de desgaste, que depende a su vez de las

dimensiones de las partículas, de las fuerzas de frotamiento, de los choques

mecánicos, etc. Las diferencias en el comportamiento de los minerales

durante un largo transporte conducen al concepto de capacidad de

migración, o distancia a la que se puede encontrar un mineral del área

fuente.

DIRECCIÓN DE LA CORRIENTE

Figura 08: Acción combinada-de calibrado y estrío.

Los materiales sólidos transportados por una corriente fluvial se depositan

fundamentalmente por alguna de las siguientes causas (Fig. 09).

Fig. 09: Lugares favorables para la acumulación de materiales detríticos a lo largo de un rio.

1- REMANSOS2- CONFLUENCIA DE CAUCES3- FONDOS IRREGULARES4- CASCADAS5- MEANDROS

2.1.1.2. Tipos de placeres Los principales tipos de placeres son:

a) Eluviales

Están constituidos por elementos provenientes de la disgregación de las rocas,

que permanecen sobre el mismo lugar de su formación o han sufrido un

transporte muy corto. En consecuencia, los fragmentos son angulosos,

relativamente gruesos y sin clasificar. Las formaciones características son

guijarros de ladera y arenas gruesas. Suelen ser placeres ricos pero de pequeña

extensión. En la Fig. 3.74 se muestra un perfil de un placer eluvial diamantífero,

en conexión directa con la roca fuente de la mineralización, en este caso una

chimenea kimberlitica.

Fig. 10: Placer eluvial de diamantes asociados a la chimenea de Mabuka, Tanzania (Bitz, en Smimov, 1982).

b) Deluviales

Corresponden a masas de grava arcillosa y a bloques que se forman sobre las

laderas y que se desplazan más o menos lentamente por gravedad o arrastrados

por las aguas, según la pendiente de aquellas. Se forman a unos pocos cientos

de metros del foco primario, del que dependen tanto en riqueza como en

dimensiones: son más ricos cuando el yacimiento madre está orientado

perpendicularmente a la ladera. Los deluviones tienen fragmentos de rocas y

minerales de tamaño inferior a los eluviales. No suelen constituir yacimientos de

1- ESQUISTOS 2- KIMBERLITAS3- ELUVIÓN4- ELUVIÓN DIAMANTÍFERO5- FANGLOMERADOS6- SUELO

importancia. La disposición de un

placer deluvial respecto de la roca

madre, en planta, está indicada en la

Fig.11

Figura 11. Planta de un placer deluvial (Smimov, 1982).

c) Coluviales

Están localizados en los bordes de los abanicos detríticos, a continuación de los

deluviones, en las zonas de menor energía. Su contenido es semejante al de los

anteriores, diferenciándose de éstos en que los minerales pesados se alojan en

diferentes capas de la formación coluvial. No suelen tener concentraciones

importantes de elementos útiles.

d) Aluviales

Son depósitos cuyos elementos han sufrido un transporte más o menos largo (de

algunos cientos de metros a varios km) bajo el efecto de una corriente torrencial

o fluviátil. Los granos son redondeados normalmente, tanto más cuanto mayor

es el transporte. La existencia de depósitos aluviales implica la liberación de

grandes cantidades de mineral del yacimiento primario, es decir, la erosión

profunda de éste. Este tipo de yacimiento es el más común e importante.

Se pueden distinguir dos subtipos:

Depósitos en lecho vivo.

Depósitos en valle.

I.1.2. Concentraciones de origen orgánico

Corresponde básicamente a acumulaciones de restos vegetales (carbón y

petróleo). También producen depósitos orgánicos los detritus de las aves los

cuales, tras ser depositados en las zonas de cria, sufren diferentes procesos

físico-químicos que dan lugar a fosfatos y nitratos de buena calidad pero muy

escasos en cantidad. Estos yacimientos, por su pequeña incidencia, no son

considerados.

Depósitos de carbón

El carbón es una roca sedimentaria combustible formada por fragmentos

vegetales, que se encuentra en diferentes estados de evolución en función de

los procesos de diagénesis y carbonización que ha sufrido con posterioridad a su

enterramiento.

El estudio de la génesis de los yacimientos de carbón puede realizarse

asumiendo que las acumulaciones de materia orgánica que en la actualidad se

están produciendo en pantanos, ciénagas o turberas se comportan y

evolucionan de la misma.

Origen y componentes del carbón

Desde el punto de vista genético, los depósitos orgánicos antiguos pueden

dividirse en dos grandes grupos: los formados por materia orgánica que ha

crecido in situ o autóctonos (turba y humus), y los constituidos por materia

orgánica transportada o depositada a partir de una suspensión o alóctonos

(sapropel).

Los carbones del primer grupo (húmicos) están formados por una mezcla muy

variada de restos de plantas macroscópicas y tienen una apariencia bandeada;

son con mucho los más importantes e incluyen la mayor parte de los lignitos,

hullas y antracitas.

Los carbones del segundo grupo (sapropélicos) están constituidos por elementos

fitógenos de pequeño tamaño (algas unicelulares, polen, esporas, diminutos

fragmentos de plantas, etc.), organismos planctónicos y lodos y fangos

inorgánicos.

Se conoce con el nombre de carbonización a todos los procesos

microbiológicos, físicos y químicos que tienen lugar durante la transformación de

la materia vegetal en turba y de ésta en carbón y que, en su mayor parte, están

controlados por la temperatura que la turba soporta durante la etapa de

enterramiento, tras ser recubierta por ulteriores sedimentos detríticos o

acumulaciones de materia vegetal.

En términos generales los constituyentes de cualquier carbón pueden dividirse

en tres grupos: macerales (compuestos de materia orgánica), materia mineral

(fracción inorgánica compuesta por diversos minerales primarios y secundarios)

y agua. Atendiendo a sus características durante y después de su combustión, el

carbón puede descomponerse en otros constituyentes como son:

MACERALES

Carbono fijo

Materia volátil orgánica

MATERIA MINERAL

Materia volátil mineral Cenizas

HUMEDAD

2.1. PRECIPITADOS QUIMICOS O BIOQUIMICOS

2.1.1. EVAPORITAS

La fuente más importante de estos elementos es el agua del mar, a pesar de las

pequeñas cantidades que contiene, por lo cual los depósitos salinos de mayor

importancia son de origen marino. Existen, además, yacimientos continentales

originados por salmueras provenientes de la disolución de la sal contenida en

determinadas rocas.

Los elementos que forman las sales, especialmente los aniones CI, SO4-2 y Br,

proceden de los gases que acompañan a las erupciones volcánicas, aunque el

aporte desde los continentes, por medio de los procesos erosivos, también tiene

su importancia.

La

composición media

del agua del mar,

referida a las sales

contenidas, es la

proporcionada por la Tabla 01

TABLA 01: Composición media del agua del mar.

A medida que el agua del mar.se evapora, todos los constituyentes se

concentran. Como el orden de precipitación depende de la solubilidad y no de la

concentración, las sales menos solubles son las primeras en precipitar. Asi, la

secuencia de deposición de las sales es C03Ca, CO3Mg, S04Ca, CINa y las sales

de K y resto del Mg. Debido a esto, las sales depositadas conforman una

SAL PORCENTAJE DE SÓLIDOS DISUELTOS TOTALES

CINa 78,04

CI2Mg 9.21

S04Mg 6,53

SO4Ca 3,48CIK 2,11

C03Ca 0,33

Br2Mg 0,25

Otras 0.05

Total 100,00

disposición zonada con cambios laterales de facies (Fig. 12), que tienen distinta

distribución según que la cuenca esté aislada del mar, o fuente de materiales

salinos (Fig. 11-a), o parcialmente abierta a los mismos (Fig. 11-b).

La precipitación ocurre en masas de agua no excesivamente extensas (lagunas,

albuferas, zonas de influencia de mareas, etc.), que reciben aportes continuados

o periódicos procedentes tanto de las aguas de escorrentia*(1) como de mares

abiertos. De esta forma pueden originarse ciclos de aportación, evaporación,

saturación y precipitación, que originen yacimientos salinos de gran potencia y

extensión (Fig. 14) La existencia de estos grandes depósitos de sales, a veces

de potencias muy importantes, implica que la acumulación se produjo favorecida

por una subsidencia continua de la cuenca, y por el mantenimiento permanente,

aunque no necesariamente continuo, de una delgada lámina de agua en la

misma, que hiciera posible la continuidad del proceso de deposición según el

ciclo indicado.

Figura 12. Esquema de cuenca evaporiticas con aporte agua de marina (Guilbert & Park, 1986).

*(1): Aguas de escorrentía son las aguas que caen y corren sobre los techos de los edificios, en calles, aceras y en cualquier otra superficie impermeable durante un evento de lluvia. Estas aguas en lugar de introducirse en el suelo, corren sobre las superficies y llegan a los drenajes pluviales.

Figura 13. Distribución salina en cuencas evaporíticas. a) zonación en ojo de buey. (Schreiber, 1986, en Evans, 1994).

Figura 14. Ambiente deposicional de evaporitas costeras (Renfro, 1574, en Guilbert & Park, 1986)

Por la propia naturaleza del proceso generador de estos yacimientos, las evaporitas se depositan en zonas de clima caluroso o árido.

Una característica de las evaporitas es su gran plasticidad. Cuando son

cubiertas por sedimentos pueden deformarse bajo diferentes esfuerzos o actuar

como superficies de despegue, al comportarse como un material lubricante. Se

forman así acumulaciones, domos o diapiros que pueden alcanzar grandes

dimensiones, según la horizontal, o extenderse verticalmente a través de una

cobertera sedimentaria de cientos de metros de potencia, a la que deforman,

creando una estructura anticlinal más o menos fallada (Fig.14). Las evaporitas

son

fácilmente

deformables por los esfuerzos tectónicos, y los yacimientos se pueden presentar

muy alterados, mucho más que la roca de caja. Como muestra, la Fig. 15

representa un perfil del depósito de Finenburg, en donde se puede apreciar la

compleja estructuración de las sales presentes (halita, anhidrita y sales

potásicas), bastante más compleja que la de las rocas encajonantes.

Figura 15. Deformaciones de sedimentos y estructuras generadas (Selley, 1976, en Vásquez, 1996)

Las evaporitas tienen gran importancia económica por tres razones:

Constituyen una fuente importante de recursos minerales

Están estrechamente relacionadas con el origen y la acumulación de

hidrocarburos.

Las salmueras evaporiticas juegan un importante papel en la génesis de

algunos yacimientos metálicos (los tipo Mississippi Valley se consideran

formados a partir de salmueras originadas en cuencas evaporiticas).

2.1.2. DEPÓSITOS DE HIERRO

Estos depósitos se han formado por precipitación química en aguas someras, y

constituyen, con mucho, la mayor fuente de hierro del mundo. Se pueden distinguir

los siguientes tipos:

Formaciones ferríferas o yacimientos BIF.

Yacimientos ooliticos.

Yacimientos en carbonatos.

2.1.3. DEPÓSITOS DE MANGANESO

Los depósitos sedimentarios de manganeso se presentan en forma muy parecida a

los de hierro que se acaban de comentar.

Algunos de los mayores yacimientos de manganeso están asociados a depósitos

BIF. La Fig.16 muestra un esquema del comportamiento del hierro y el manganeso

en el agua del mar, de acuerdo con las condiciones de oxidación-reducción. Las

aguas profundas ricas en hierro-sílice-manganeso, al ascender desde el ambiente

anaerobio hacia la plataforma continental, precipitan primeramente siderita,

después una facies BIF con sílice y hematites y, finalmente, los carbonatas y

óxidos de manganeso, ya a escasa profundidad, en la zona de oxidación de la

plataforma. Yacimientos de este tipo son los de Kalahari (África del Sur) y Minas

Gerais (Brasil).

NIVEL DEL MAR

Figura 16.

Facies manganesíferas y BIF formadas por corrientes ascensionales (Schissel & Aro, 1992, en Vázquez, 1996).

2.1.4. DEPÓSITOS DE FOSFATOS

Se conoce como fosfato a una amplia variedad de rocas, cuyos orígenes y

naturaleza son muy variados, con un contenido en P205 superior al 20 %. Un 85 %

de la producción mundial de fosfato proviene de yacimientos sedimentarios marinos

(fosforitas) y el resto, de depósitos Ígneos y yacimientos residuales. Antiguamente

el guano proporcionó importantes cantidades de materia prima, hoy prácticamente

agotadas.

El principal mineral de fósforo es el apatito Ca10 (PO4CO3)6(F, CI, OH)2. Su

estructura favorece la sustitución de ciertas cantidades de P04, C03, F y Ca por

cantidades equivalentes de óxidos de V, As y S, OH, Cl, Mg, Mn, tierras raras, U,

Th, etc. Todo ello redunda en que este grupo de minerales se presenta en la

naturaleza con una gran variedad mineralógica.

El fósforo es relativamente abundante en la corteza terrestre. Su ciclo geoquímico

(Fig.17) se inicia con su presencia en rocas Ígneas cuya meteorización permite

liberar el fósforo, que puede incorporarse a plantas y animales, o ser transportado

hasta el mar, en donde los organismos marinos lo asimilan. Cuando estos mueren,

caen al fondo donde la oxidación o la acción bacteriana liberan de nuevo el fósforo,

que puede incorporarse a los sedimentos. Las aguas frías de los fondos marinos

contienen alrededor de 0.3 ppm de PO4 en tanto que las superficiales templadas

sólo 0,01 ppm o menos. Las corrientes ascensionales oceánicas llevan las aguas

profundas hasta la superficie, donde la solubilidad del fósforo decrece con el

incremento de la temperatura y el pH, pudiendo precipitar en condiciones

ambientales adecuadas. Por tanto, las corrientes ascensionales juegan un papel

importante en el aporte continuado de fósforo desde las profundidades marinas

hasta la superficie. Otra fuente adicional de fósforo puede provenir de surgencias

hidrotermales submarinas o exhalaciones volcánicas.

Para que se produzca la precipitación de las fosforitas, deben darse una serie de

condiciones ambientales favorables, como son:

Ambiente costero poco profundo.

Presencia de altos fondos a lo largo de la costa para que provoquen

corrientes ascensionales.

Cuenca favorable para la acumulación de sedimentos.

Las litologías asociadas a las fosforitas son pizarras fosfatadas, pizarras negras

carbonosas, calizas, dolomías, etc.

Figura 17. Ciclo geoquímico del fósforo y fases de concentración (Sheldon & Treharne,1978, en Vázquez, 1996).

Los yacimientos de fosforitas pueden ser sometidos a los agentes erosivos si alcanzan

la superficie, experimentando, en este caso, transformaciones cuya intensidad

depende de las condiciones climáticas, de la petrología del yacimiento y de su

contexto morfológico y estructural. Las principales transformaciones son la oxidación

de la materia orgánica, la lixiviación de la ganga, la evolución de le composición del

apatito y la formación de nuevos minerales fosfatados.

En resumen, la formación de yacimientos de fosforitas requiere:

Un contexto estructural regional especifico.

Determinados procesos químicos para la precipitación de minerales de fósforo.

Posterior retrabajamiento, posiblemente con nuevas aportaciones de fósforo.

Lixiviación in situ o enriquecimiento residual.

Diagénesis.

La ley del mineral o de los concentrados suele expresarse en contenidos de P 2O5

(pentaóxido de fósforo) o de Ca3 (P04)2 (fosfato tricálcico, también conocido como BPL,

bone phosphate of lime).

2.1.5. DEPÓSITOS DE CALIZA Y DOLOMÍAS

La caliza es probablemente la roca más utilizada por el hombre y, junto a la dolomía,

es explotada en canteras repartidas por todo el mundo. Representan el 20 % de las

rocas sedimentarias.

Las calizas contienen al menos un 50 % de calcita, CaC03, pudiendo estar

acompañada de algo de dolomita, aragonito, siderita, etc. Se forman por acumulación

de esqueletos o de conchas calcáreos, pero también por precipitación química o

bioquímica. Según las proporciones de calcita y dolomita se pueden distinguir:

Caliza pura: 95-100 % de calcita, 5 % máximo de dolomita.

Caliza magnesiana: 90-95 % de calcita, 5-10% de dolomita o ión Mg2-no

manifestado bajo la forma de dolomita.

Caliza dolomítica: 50-90 % de calcita, 10-50 % de dolomita.

Las calizas se pueden originar tanto en ambientes marinos (pelágicos, neríticos) como

continentales (lagos, ríos). En lo que respecta a las formadas por precipitación, la

sucesiva producción de partículas de carbonato cálcico que se van acumulando en el

fondo de la cuenca de sedimentación, origina un lodo calcáreo que es posteriormente

compactado por diagénesis. Según sea el tamaño de las partículas precipitadas, se

pueden distinguir calizas micriticas (de grano fino) o espariticas (de grano grueso). La

calcita precipitada también puede constituir el cemento que suelde granos de diverso

origen preexistentes sobre el fondo de la cuenca. En este caso, las calizas incluirían

elementos ajenos al proceso de precipitación, incluso no calcáreos, como pueden ser

fósiles, oolitos, fragmentos líticos de otras rocas, etc. Así se pueden diferenciar calizas

arenosas, arcillosas, silíceas, fosilíferas, oolíticas y de muchos otros tipos.

Las dolomías son rocas carbonatadas que contienen un 50 % o más de carbonato, del

que al menos la mitad se presenta como dolomita, CaMg (C03)2. Se pueden diferenciar:

Dolomías puras: 90-100 % de dolomita.

Dolomías calcáreas: 50-90 % de dolomita.

Atendiendo a su génesis, cabe distinguir entre dolomías primarias y secundarias.

Las primarias resultan de la precipitación directa de dolomita, principalmente en

lagunas costeras de países cálidos. Son de grano fino y contienen cantidades

variables de calcita y arcilla. Las dolomías secundarias, más abundantes que las

anteriores, se producen por reemplazamiento total o parcial de la calcita por la

dolomita (proceso denominado dolomitización), pudiendo a veces reconocerse

huellas de la original. Su grano es grueso.

Dolomitización precoz es la que tiene lugar desde la diagénesis del sedimento. En

general está asociada a la presencia de agua de mar caliente (3040 °C), de

salinidad elevada, rica en sales magnésicas cuya proporción aumenta por

precipitación de aragonito o de yeso, y por disolución de calcita magnesiana

abundante en algunas algas y conchas presentes en estos mares cálidos. Por otra

parte, la deposición de las calizas enriquece aún más las aguas en magnesio, las

cuales, a su vez, provocan la dolomitización infiltrándose en las capas de caliza.

Un segundo tipo de dolomitización (tardía) se desarrolla bastante después de la

diagénesis sin tener relación con ella. Frecuentemente se asocia a la circulación de

las aguas magnesianas, más o menos calientes, a través de fracturas. El frente de

dolomitización presenta entonces un límite neto, siendo muy variable la forma de la

masa dolomítica, que depende también de la red de fracturación y de las

posibilidades de infiltración entre los bancos.

Los usos de estas rocas son múltiples, su utilización, universal, y la abundancia,

grande. Por ello, las canteras se extienden por todo el mundo

BIBLIOGRAFIA

M. BATEMAN, Alan.Yacimientos Minerales de rendimiento económico,

Ediciones Omega. Barcelona. Segunda edición.1961.

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