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Yacimientos minerales
Los elementos químicos que componen nuestro planeta están distribuidos de
una forma que a grandes rasgos es muy regular, ya que depende de dos
grandes factores:
Su abundancia en cada una de las capas que componen el planeta,
La naturaleza y composición de las rocas presentes en cada sector
concreto que analicemos.
Sobre la base de los datos conocidos sobre la naturaleza y composición
geoquímica, mineralógica y petrológica de las diferentes capas en que está
dividido nuestro planeta, la composición es simple y homogénea en la zona
más profunda (núcleo), e intermedia en el manto, mientras que la capa más
superficial (la corteza) presenta una composición más compleja y heterogénea.
Esto último se debe a su vez a dos factores:
o El hecho de que la diferenciación planetaria haya producido un
enriquecimiento relativo de esta capa en los elementos más ligeros, que
no tienen cabida en los minerales que componen el manto, que son de
composición relativamente simple: fundamentalmente silicatos de Mg y
Fe. Eso hace que con respecto al manto, la corteza sólo esté
empobrecida en elementos como Fe y Mg (en lo que se refiere a
elementos mayoritarios) y Ni, Cr, Pt, en lo que se refiere a minoritarios o
trazas.
o La mayor complejidad de los procesos geológicos que operan en la
corteza producen fenómenos muy variados de enriquecimiento o
empobrecimiento de carácter local, que afectan a la concentración de los
distintos elementos químicos de diferentes maneras.
De esta manera, podemos entender a la corteza como aquel segmento de
nuestro planeta en el que se rompe la homogeneidad de la distribución de los
elementos que encontramos en capas más profundas. Es en la corteza donde,
además, encontraremos las rocas sedimentarias y metamórficas.
Los procesos que llevan a la diferenciación de un magma, o a la formación de
una roca sedimentaria o metamórfica implican en ocasiones transformaciones
profundas químico-mineralógicas. Es durante el curso de esos procesos que
algunos elementos o minerales pueden concentrarse selectivamente, muy por
encima de sus valores "normales" para un tipo determinado de roca, dando
origen concentraciones "anómalas" que de aquí en adelante denominaremos
"yacimientos minerales".
El carácter "anómalo" de estas concentraciones hace que los yacimientos
constituyan singularidades en la corteza terrestre.
Para que un elemento sea explotable en un yacimiento mineral, su
concentración debe ser muy superior a su concentración media (clark) en la
corteza terrestre.
El otro factor importante a considerar es el económico: esas concentraciones
podrán ser o no de interés económico, lo que delimita el concepto de
Yacimiento explotable o no explotable, en función de factores muy variados,
entre los que a primera vista destacan algunos como el valor económico del
mineral o minerales extraídos, su concentración o ley, el volumen de las
reservas, la mayor o menos proximidad de puntos de consumo, la evolución
previsible del mercado, etc., factores algunos fácilmente identificables, mientras
que otros son casi imposibles de conocer de antemano.
El término de yacimiento mineral se he venido utilizando tradicionalmente para
referirnos únicamente a los yacimientos de minerales metálicos, que se
emplean para obtener una mena, de la que se extrae un metal. Es el caso, por
ejemplo, del cinabrio, que se explota para la extracción del mercurio. No
obstante, el auge de las explotaciones de minerales y rocas industriales, y la
similitud de los procesos que dan origen a los yacimientos metálicos y de rocas
y minerales industriales hacen que esta precisión no tenga ya sentido. De esta
forma, en este temario se va a abordar de forma integral el estudio de ambos.
Origen de los Yacimientos Minerales
El origen de los yacimientos minerales puede ser tan variado como lo son los
procesos geológicos, y prácticamente cualquier proceso geológico puede dar
origen a yacimientos minerales.
En un estudio más restrictivo, hay que considerar dos grandes grupos de
yacimientos:
1. Los de minerales, ya sean metálicos o industriales, que suelen tener su
origen en fenómenos locales que afectan a una roca o conjunto de
éstas,
2. Los de rocas industriales, que corresponden a áreas concretas de esa
roca que presentan características locales que favorecen su explotación
minera.
A grandes rasgos, los procesos geológicos que dan origen a yacimientos
minerales serían los siguientes:
Procesos ígneos:
Plutonismo: produce rocas industriales (los granitos en sentido amplio),
y minerales metálicos e industriales (los denominado yacimientos
ortomagmáticos, producto de la acumulación de minerales en cámaras
magmáticas).
Volcanismo: produce rocas industriales (algunas variedades
"graníticas", áridos, puzolanas), y minerales metálicos (a menudo, en
conjunción con procesos sedimentarios: yacimientos de tipo "sedex" o
volcano-sedimentarios).
Procesos pegmatíticos: pueden producir yacimientos de minerales
metálicos (p.e., casiterita) e industriales: micas, cuarzo.
Procesos neumatolíticos e hidrotermales: suelen dar origen a
yacimientos de minerales metálicos muy variados, y de algunos
minerales de interés industrial.
Procesos exógenos o superficiales:
La erosión es el proceso por el cual las rocas de la superficie de la
Tierra, en contacto con la atmósfera y la hidrosfera, se rompen en
fragmentos y sufren transformaciones físicas y químicas, que dan origen
a fragmentos o clastos, y a sales, fundamentalmente. Las
trasformaciones que implica la erosión pueden dar lugar a yacimientos,
que reciben el nombre de yacimientos residuales.
El transporte de los clastos por las aguas y el viento, y de las sales por
el agua, modifica la composición química tanto del área que sufre la
erosión como del área a la que van a parar estos productos. Además,
durante el propio transporte se producen procesos de cambio físicos y
químicos, nuevas erosiones, depósito de parte de la carga transportada,
etc.
La sedimentación detrítica da origen a rocas como las areniscas, y a
minerales que podemos encontrar concentrados en éstas, en los
yacimientos denominados de tipo placer: oro, casiterita, gemas...
La sedimentación química da origen a rocas de interés industrial, como
las calizas, y a minerales industriales, como el yeso o las sales,
fundamentalmente.
La sedimentación orgánica origina las rocas y minerales energéticos:
carbón e hidrocarburos sólidos (bitúmenes, asfaltos), líquidos (petróleo)
y gaseosos (gas natural). También origina otras rocas y minerales de
interés industrial, como las fosforitas, o las diatomitas, entre otras.
Como ya se ha mencionado, la sedimentación asociada a los fenómenos
volcánicos produce yacimientos de minerales metálicos de gran
importancia.
Procesos metamórficos:
El metamorfismo da origen a rocas industriales importantes, como los
mármoles, o las serpentinitas, así como a minerales con aplicación
industrial, como el granate. No suele dar origen a yacimientos metálicos,
aunque en algunos casos produce en éstos transformaciones muy
importantes.
Así pues, y a modo de conclusión, en cada caso han de darse unas
determinadas condiciones que permitan que se origine el yacimiento, como
algo diferenciado del conjunto rocoso, en el que uno o varios procesos
geológicos han actuado de forma diferencial con respecto al resto del área, lo
que ha permitido que se produzcan esas condiciones especiales que suponen
la génesis del yacimiento.
Rocas y yacimientos sedimentarios detríticos
La sedimentación detrítica tiene lugar, como ya hemos indicado, como
consecuencia de la pérdida de energía del medio de transporte, que hace que
este se interrumpa, con lo que las partículas físicas que son arrastradas
tienden a depositarse por decantación. Se originan así los sedimentos, y a
partir de éstos, y mediante el proceso de diagénesis, las rocas sedimentarias
detríticas. Entre ambas, rocas y sedimentos, las más comunes son las arenas y
areniscas y las rocas arcillosas (lutitas). Además, a menudo estos materiales
contienen minerales de interés minero, que se depositan conjuntamente con el
resto de la roca (caso de los yacimientos de tipo placer), o se introducen en la
misma aprovechando su alta porosidad y permeabilidad (caso del agua, del
petróleo, del gas natural).
Sedimentos y rocas sedimentarias detríticas
Son la consecuencia directa de la sedimentación de las partículas físicas
arrastradas por las aguas, el viento o el hielo. A su vez, es posible diferenciar
dos formas de depósito, en función del tamaño y naturaleza de las partículas:
Las de tamaño superior a 4 micras suelen ser granos minerales, entre
los cuales los más comunes son los de cuarzo, seguidos de los de
feldespatos, así como fragmentos líticos. En el detalle, en lo que se
refiere a la naturaleza de los granos minerales, las posibilidades son
prácticamente ilimitadas: granos de otros silicatos (micas, piroxeno,
anfíbol), de óxidos (magnetita, ilmenita, cromita...), incluso de metales
nativos, como el oro; estos granos viajan arrastrados por el agua o
viento, en suspensión o como carga en fondo, y al disminuir la energía
del medio de transporte se depositan casi de inmediato (proceso
físico: decantación). A estas partículas las llamamos clastos.
Las de tamaño inferior a 4 micras suelen corresponder a minerales de la
arcilla, y en este caso el transporte se produce en suspensión coloidal, lo
que hace que puedan seguir siendo transportados incluso mediante
aguas no agitadas. El depósito en este caso se produce por el proceso
físico-químico de floculación, que puede tener lugar de forma conjunta y
simultánea al depósito físico de las partículas, o con posterioridad, en
zonas tranquilas. En el primer caso se origina la matriz de las rocas
detríticas, es decir, la componente intergranular fina, arcillosa, de los
conglomerados y arenas o areniscas, mientras que en el segundo se da
origen a las rocas arcillosas (lutitas).
El principal carácter diferenciador de los sedimentos y rocas sedimentarias es
su tamaño de grano. En concreto, la escala más utilizada es la de Wenworth,
que diferencia entre las variedades gruesas, de diámetro superior a 2 mm
(gravas, conglomerados, pudingas, brechas), las de grano intermedio (arenas y
areniscas), de diámetro comprendido entre 2 mm y 64 mm, y las de grano fino,
entre 64 y 4 mm, y que corresponden a los limos y limolitas (ver figura 1)
Figura 1: escala de Wenworth
Otro carácter importante es la naturaleza de los clastos, sobre todo en las de
mayor tamaño: cuando es variado hablamos de rocas polimícticas, mientras
que si corresponden mayoritariamente a un tipo litológico hablamos de
roca oligomíctica. Como componentes mayoritarios, en los conglomerados
podemos tener fragmentos de rocas, en general cuarcíticos o carbonatados,
aunque pueden estar formados por rocas de naturaleza mucho más variada; en
las arenas o areniscas el componente más común es el cuarzo, en general
acompañado de feldespatos. Son también relativamente frecuentes las
denominadas arenas o areniscas calcáreas bioclásticas, formadas por la
acumulación de fragmentos de conchas de lamelibranquios, gasterópodos, etc.,
en medios costeros (playas).
También suele ser objeto de interés el grado de evolución de los clastos, que
se traduce en su forma: los más inmaduros suelen ser angulosos y de
baja esfericidad, mientras que los más evolucionados, los que encontramos
más lejanos al área fuente, suelen ser mucho más redondeados y de mayor
esfericidad, debido al efecto abrasivo del transporte.
Figura 2: Grados de redondeamiento para granos de alta y baja esfericidad
El hecho de que se trate de sedimentos sueltos o de rocas ya
consolidadas marca también una diferencia considerable: las gravas y arenas
son los materiales sueltos, mientras que los conglomerados (o brechas) y
areniscas son rocas compactas, en las que los granos o clastos están más o
menos sólidamente cementados. En las variedades más finas, los sedimentos
no consolidados reciben el nombre de limos, arcillas o lutitas, mientras que las
rocas se denominan limolitas o arcillitas, o, cuando desarrollan una cierta
esquistosidad, por aplastamiento, pizarras.
Todas estas diferencias nos llevan a establecer las posibles aplicaciones de
cada uno de estos tipos litológicos:
Las gravas sueltas, sobre todo las de las riveras de ríos, o de canchales
de laderas, se utilizan como áridos de construcción, ya sean
edificaciones u obras públicas, en hormigones, morteros, o con
aglomerantes asfálticos, etc.
El mismo uso reciben algunas arenas sueltas, fundamentalmente en
morteros con cemento o cal.
En cuanto a las rocas ya consolidadas, las areniscas bien cementadas
se han utilizado también en construcción, como "piedra de corte", debido
a su fácil labra. No obstante, es una roca a menudo muy problemática
por su alterabilidad.
Otros usos de las arenas y areniscas más puras (arenas silíceas) están
en las industrias del vidrio y del silicio.
Por su parte, las variedades arcillosas se emplean fundamentalmente
como materia prima en la industria cerámica. En este caso, la naturaleza
de los minerales que componen estas rocas y sus caracteres texturales
y estructurales permiten definir su mejor uso dentro de una amplia gama:
ladrillería, cerámica estructural, gres, etc.
Las pizarras, por su parte, como rocas intermedias entre sedimentarias y
metamórficas procedentes de la consolidación de lutitas, se emplean
para cubiertas (las de mayor calidad) y para solados y zócalos rústicos
(las de menor calidad).
Yacimientos de tipo placer
Determinados minerales de interés económico que componen las rocas son
muy resistentes a la meteorización física y química, pero a menudo en estas
rocas no resulta rentable su explotación minera. Esto es debido a dos factores:
su baja ley en la misma, y la necesidad de realizar una explotación completa de
la roca, incluyendo además un proceso de concentración a menudo
problemático. En los yacimientos de tipo placer se produce de forma natural la
separación y concentración de estos minerales en sedimentos no consolidados,
lo que abarata muy considerablemente su aprovechamiento minero.
Por otra parte, como en el caso anterior tenemos por un lado los placeres en
sedimentos recientes, de sistemas fluviales o de playas, y por otro, los
llamados paleoplaceres, rocas sedimentarias de origen fluvial o costero que
pueden contener concentraciones detríticas del mineral o minerales de interés
minero. Los primeros se explotarán en superficie, mediante arranque y carga
directos, mientras que los segundos necesitarán una minería de mayor coste,
ya sea a cielo abierto o subterránea.
La separación de la fase mineral de interés económico tiene lugar como
consecuencia de la meteorización diferencial de los minerales que forman la
roca. Como ya sabemos, y en función de factores climáticos y meteorológicos,
este proceso hace que la roca se desgrane, por la destrucción de algunos de
sus componentes minerales. Los que no se destruyen, por ser resistentes a la
meteorización existente en esa área y momento geológico, son arrastrados por
el agua o el viento, es decir, se movilizan, pasan a sufrir el proceso de
transporte. Es importante resaltar el hecho de que el hecho de que un
determinado mineral se meteorice o no depende de las condiciones externas
imperantes en cuanto al clima o la composición de la atmósfera. Hasta fechas
recientes ha sido objeto de controversia el determinar si la uraninita presente
en los yacimientos de tipo placer de la cuenca de Witwatersrand (RSA) tenía
origen detrítico o no; en la atmósfera actual eso es impensable, la uraninita en
condiciones oxidantes se meteoriza con gran facilidad, liberando U6+. Sin
embargo, en la atmósfera del Precámbrico, cuando estos yacimientos se
formaron, no había apenas oxígeno, era una atmósfera reductora, en la que la
uraninita pudo actuar como mineral detrítico, al no sufrir meteorización.
La concentración de los minerales tiene lugar como consecuencia de su
diferencia de densidad respecto al resto de minerales arrastrados por el medio
de transporte: estos minerales suelen ser metálicos, con lo que su densidad es
muy superior a la del resto. Ello condiciona que se concentren en puntos
concretos del curso fluvial o que el viento deje de arrastrarlos antes que al
resto, o que se concentren preferencialmente en determinados puntos de una
playa.
Figura 3: placeres fluviales
En cuanto a los minerales que solemos encontrar formando este tipo de
yacimientos, tenemos que mencionar en primer lugar a los metales nobles
nativos: oro, plata y platino son, sin duda, los más conocidos. En este caso,
además, el oro en particular se acreciona para dar origen a las pepitas,
aumentando su tamaño con el grado de evolución a lo largo del transporte.
Otros minerales comunes en estos yacimientos
son: casiterita, ilmenita, rutilo, monacita, granate, entre otros. También algunas
gemas, como el diamante, el rubí o el zafiro, pueden aparecer en este tipo de
yacimientos.
Otros yacimientos en rocas detríticas
Las rocas detríticas, y en particular las areniscas, a menudo contienen
concentraciones de minerales de interés minero que no se han depositado
conjuntamente con la roca, sino que se han introducido con posterioridad en la
misma, aprovechando sus características de alta porosidad y permeabilidad. El
origen concreto de estas concentraciones puede ser muy variado: desde la
posibilidad de que se trate de fluidos mineralizados relacionados con procesos
volcánicos que se infiltran en la porosidad de la roca, en la que se produce el
depósito de los minerales, hasta casos en los que determinados puntos de la
formación arenosa actúan como trampa para iones metálicos. Estos se
depositarían preferencialmente en esos puntos al ser arrastrados en disolución
por las aguas que circulan por esa formación: caso de los yacimientos de
uranio de tipo "roll-front", en los que las trampas corresponden a áreas locales
con condiciones reductoras, relacionadas con la concentración de materia
orgánica (restos vegetales, fundamentalmente), que favorecen la reducción del
ión U6+, muy móvil en condiciones atmosféricas, a U4+, mucho menos móvil.
Figura 3: esquema de yacimiento de Uranio.
En cualquier caso, los más conocidos e importantes son las denominadas
"formaciones de cobre en capas rojas", entre las que destacan, por su
importancia económica, las de los distritos de Kupferschiefer (Polonia), White
Pine en Michigan (EEUU) y el cinturón cuprífero africano (Zambia-Zaire).
Las rocas detríticas como almacén de fluidos
Las rocas detríticas gruesas (arenas/areniscas, gravas/conglomerados) están
formadas, como sabemos, por granos, de formas más o menos regulares, lo
que hace que entre estos granos exista una alta porosidad, en la que a menudo
podemos encontrar fluidos, sobre todo agua, pero además otros,
como petróleo o gas natural.
La presencia de los correspondientes fluidos en la roca obedece a distintos
procesos: el agua puede ser de infiltración de agua de lluvia, o transportada por
un río bajo su cauce visible, o almacenada durante el depósito de la roca en
forma de fase intergranular. Los hidrocarburos naturales, por su parte,
proceden de la liberación de la roca madre en la que se forman, y consecuente
migración, hasta acumularse en estas rocas (rocas almacén).
Los parámetros litológicos que definen la posibilidad de aprovechar el fluido
son dos: la porosidad y la permeabilidad.
La porosidad es el volumen de huecos de la roca, y define la posibilidad de
ésta de almacenar más o menos cantidad de fluido. Se expresa por el
porcentaje de volumen de poros respecto al volumen total de la roca (porosidad
total o bruta).
Además de esta porosidad total, se define como porosidad útil la
correspondiente a huecos interconectados, es decir, el volumen de huecos
susceptibles de ser ocupados por fluidos. Este concepto de porosidad útil está
directamente relacionado con el de permeabilidad. La diferencia entre
porosidad total y porosidad útil expresa el agua (o fluido en general)
inmovilizado dentro de la roca, y recibe la denominación de "agua irreductible"
de la roca.
Rocas y yacimientos sedimentarios carbonatados
Las rocas carbonatadas son rocas formadas mayoritariamente por carbonatos,
cálcico (calcita en las calizas) o cálcico-magnésico (dolomita en las dolomías).
De ellas, solo las calizas tienen un auténtico origen sedimentario, pues las
dolomías se forman por procesos posteriores al depósito. Las rocas
carbonatadas tienen un interés minero, que se sustenta en sus aplicaciones
directas (por ejemplo, en la fabricación de cemento). También son interesantes
desde el punto de vista geológico-minero por poder albergar concentraciones
de minerales metálicos, e incluso agua y otros fluidos (petróleo y gas).
Rocas carbonatadas
Calizas
Las calizas son rocas originadas por un proceso de sedimentación directa. Esta
sedimentación puede tener diversos orígenes, si bien la más común es la
denominada precipitación bioquímica: el carbonato cálcico se fija (en general,
en forma de aragonito) en las conchas o esqueletos de determinados
organismos, ya sean macroscópicos (lamelibranquios, braquiópodos,
gasterópodos) microscópicos (foraminíferos), o nanoscópicos (cocolitos) y a su
muerte, estas conchas o esqueletos se acumulan, originando un sedimento
carbonatado. El aragonito, inestable en condiciones atmosféricas, se va
transformando en calcita, y la disolución parcial y reprecipitación del carbonato
cementa la roca, dando origen a las calizas. Otra forma de depósito es la
fijación del carbonato sobre elementos extraños, como granos de cuarzo, o
pequeños fragmentos de fósiles, dando origen a los oolitos (calizas oolíticas).
También las algas fijan este compuesto, dando origen a mallas de algas o
estromatolitos, que si se fragmentan y ruedan originan los pisolitos (calizas
pisolíticas). Todas estas posibilidades dan origen a los diversos tipos de
calizas.
Junto con el carbonato cálcico se suele producir el depósito de otros
componentes, ya sean detríticos medio-finos (arena-limo), o finos (arcillas); el
primer caso es propio de medio energéticos, caracterizados por la
sedimentación de fragmentos de fósiles, o resedimentación de fragmentos de
calizas ya más o menos consolidadas. Así se originan las denominadas calizas
bioclásticas, o de intraclastos, respectivamente. En el segundo caso, se
produce la floculación de las arcillas conjuntamente con el depósito de los
carbonatos, ya que ambos son propios del depósito en aguas tranquilas, y se
originan las denominadas margas, margocalizas, y calizas margosas, formadas
por proporciones variables de caliza y arcilla.
Dolomías
Las dolomías se originan como consecuencia de procesos postsedimentarios:
las calizas, formadas por los procesos antes descritos, pueden ponerse en
contacto con aguas enriquecidas en magnesio, lo que da origen al proceso
llamado de dolomitización:
2 CaCO3 + Mg2+ → CaMg(CO3)2 + Ca2+
Al ser la dolomita más densa y de estructura cristalina más compacta que la
calcita, este proceso implica un aumento del volumen de huecos de la roca, es
decir, de su porosidad.
Texturalmente las dolomías no presentan apenas variabilidad, al tratarse de
rocas recristalizadas. Todo lo más, pueden preservar relictos texturales de la
caliza original.
En cuanto a sus aplicaciones, las dolomías se utilizan como piedra de
construcción y ornamentación, y también en la fabricación de ciertos cementos.
En la industria química, en la obtención de magnesia [(OH)2Mg], que se emplea
en la preparación de revestimientos refractarios siderúrgicos. También tiene
aplicación como mena del magnesio metálico.
Las dolomías, a diferencia de las calizas, no son solubles en agua, lo que
impide el desarrollo de los procesos kársticos sobre ellas. Si tienen una cierta
capacidad de almacenamiento de fluidos, relacionada con la porosidad
secundaria que desarrollan durante el proceso de dolomitización.
Yacimientos de minerales metálicos en rocas carbonatadas
Las rocas carbonatadas con cierta frecuencia contienen mineralizaciones
metálicas, sobre cuyo origen ha habido una larga y aún inconclusa polémica:
se han defendido desde un origen estrictamente sedimentario para los mismos,
hasta un origen claramente postdeposicional, pasando por la posibilidad de que
tengan origen diagenético.
Los más frecuentes corresponden a yacimientos de sulfuros de Pb-Zn-Cu, a
menudo acompañados de fluorita y barita, que también pueden llegar a ser
mayoritarios: se conocen también con el nombre de "yacimientos de
tipo Mississippi Valley", ya que son muy abundantes en esta región del centro
de los Estados Unidos. Son también abundantes en las formaciones
carbonatadas de las cordilleras alpinas europeas (Alpes, Béticas), por lo que
también reciben el nombre de yacimientos de tipo Alpino.
Suelen aparecer encajados en formaciones carbonatadas, en forma de masas
más o menos continuas lateralmente y de potencia muy variable en el detalle, y
la mineralización suele ir asociada a encajante dolomítico. Este hecho sugiere
que su origen sea posterior al proceso de dolomitización, y posiblemente esté
condicionado por el aumento de porosidad de estas rocas, que favorece la
entrada de fluidos en la misma. En cualquier caso, lo que a menudo resulta
evidente es que son el resultado de la interacción entre fluidos mineralizados y
la roca carbonatada; al tratarse de fluidos por lo general ácidos, su introducción
en la roca se ve favorecida por la reactividad de sus componentes (calcita y/o
dolomita) frente a la acción de estos fluidos.
Figura 4 : Esquema de los yacimientos de Silvermines-Ballynoe (Irlanda),
pertenecientes al tipo Mississippi Valley
Otras rocas y yacimientos de origen bioquímico
Además de las calizas, hay otra serie de rocas que son producto de la
acumulación de minerales que los organismos incorporan a sus conchas o
piezas esqueletales. Entre ellos tenemos las diatomitas y las fosforitas.
Diatomitas
Las diatomitas son rocas silíceas, formadas como consecuencia de la
acumulación de caparazones de diatomeas, que son algas microscópicas,
propias de aguas tanto marinas como dulces, cuyo caparazón (ofrústula) está
constituido por sílice amorfa. Esta acumulación se produce en medio
sedimentarios extensos y poco profundos, en los que el agua contenga
abundantes nutrientes y sílice. Además, debe tratarse de medios protegidos de
los aportes terrígenos, para que la acumulación sea suficientemente rica en los
restos silíceos.
Figura 5: Frústulas de diatomeas
La mayor o menor pureza de la diatomita condiciona sus aplicaciones. Las de
mayor calidad son las más ricas en sílice (95% SiO2), mientras que las
impurezas, normalmente de carbonatos, minerales de la arcilla, óxidos de
hierro, materia orgánica, disminuyen su aplicabilidad.
Sus aplicaciones están relacionadas con sus propiedades físicas: baja
densidad, alta porosidad, alta capacidad absorbente (que aumenta al calcinar
la roca), baja conductividad térmica, alto punto de fusión (entre 1.400 y
1.700ªC), y moderado poder abrasivo. Así, sus aplicaciones concretas son las
siguientes: Como filtros y clarificadores de grandes volúmenes de líquidos; en
procesos químicos y metalúrgicos; en la producción de alimentos, productos
farmacéuticos, etc.; como carga, aislante, absorbente, aditivo en cementos,
fuente de sílice reactiva, entre otras.
Fosforitas
Las fosforitas son rocas que contienen al menos un 20% de P2O5, en forma de
flourapatito criptocristalino ("colofana"), que suelen aparecer como capas de
espesor variable, de aspecto semejante al de muchas capas de calizas
fosilíferas o pisolíticas, aunque con colores más oscuros.
Figura 6: Yacimiento de fosforitas
Su origen es aún objeto de debate, pero parece evidente que se forman bajo
las siguientes condiciones: 1) presencia de surgencias de aguas frías ricas en
fósforo inorgánico disuelto; y 2) presencia de una plataforma marina, somera y
con aguas cálidas, en la que se produce la acumulación del fosfato orgánico. El
fósforo, un nutriente esencial, dispara la formación del fitoplancton, el cual a su
vez, al ser la base de la cadena trófica marina, multiplica la vida de organismos
superiores. Tanto el fitoplancton como los peces al morir van a parar al fondo
de la plataforma, sufriendo sus partes orgánicas una degradación que supone
la acumulación de sus esqueletos. El continuo reflujo de fósforo por las
surgencias produce una continua transformación de estos esqueletos en
hidroxi- y flúor-apatito. También pueden formarse como consecuencia de
procesos diagenéticos de reemplazamiento de calizas por el apatito, por
sustitución del anión carbonato por el fosfato.
Se explotan para su tratamiento con ácido sulfúrico para la obtención de
fertilizantes (superfosfatos). Las principales áreas productoras, en el Sahara
ex-español (Fos-Bucraa) y en Estados Unidos (Florida y Wyoming-Idaho). En
España, fosforitas atípicas, de origen turbidítico.
ROCAS Y YACIMIENTOS DE PRECIPITACION QUIMICA
La precipitación química directa de los iones contenidos en las aguas que
rellenan las cuencas sedimentarias da origen a diversos tipos de yacimientos,
entre los cuales los más característicos son los de evaporitas. En el resto de
los casos, y en especial en el caso de yacimientos metálicos, la presencia de
estos iones en el agua de la cuenca correspondiente a menudo está
relacionada con actividad volcánica, lo que hace que este tipo de yacimientos
se agrupen como volcano-sedimentarios, o exhalativo-sedimentarios. No
obstante, algunos de ellos sí se describen como relacionados con procesos
sedimentarios sin participación volcánica, como es el caso de los nódulos de
manganeso de los fondos abisales.
Las rocas evaporíticas son las principales rocas químicas, es decir, formadas
por precipitación química directa de los componentes minerales. Suelen
formarse a partir del agua de mar, si bien también existen evaporitas
continentales, formadas en lagos salados, o en regiones desérticas que se
inundan esporádicamente.
Se originan, por tanto, como consecuencia de la evaporación de aguas
conteniendo abundantes sales en disolución. Al alcanzarse, por evaporación, el
nivel de saturación en las sales correspondientes, se produce la precipitación
del mineral que forma ese compuesto. A menudo se producen precipitaciones
sucesivas: en un primer momento precipitan las sales menos solubles, y
cuando aumenta la evaporación van precipitando las más solubles.
Evaporitas marinas
Los mares contienen la mayor proporción de sales. En concreto, el contenido
medio en sales de los mares es del siguiente orden:
Ión Concentración (ppm)
Cl- 19.010
(SO4)2- 2.717
(HCO3)- 137
Na+ 10.800
Mg2+ 1.296
Ca2+ 413
K+ 407
La salinidad media del agua del mar es del orden de 3.5%, valor que es
relativamente homogéneo en términos de grandes océanos. Este valor se hace
mayor es determinados casos, alcanzando valores de incluso el 30%.
Para que se pueda producir la concentración de las sales que lleve a la
saturación, debe darse un mecanismo que favorezca la evaporación del agua
en volúmenes reducidos, y sin comunicación con el mar que renueve el agua
de concentración normal. Esto se produce en un tipo determinado de medios
sedimentarios: las albuferas, en las que existe un brazo de mar individualizado
del mismo por una barra de arena, que permite ocasionalmente el paso del
agua, pero la aísla durante largos periodos de tiempo. En estas condiciones, y
bajo una fuerte insolación, el agua se evapora, aumentando progresivamente la
concentración en sales, hasta que durante una tormenta o una pleamar
especialmente intensa vuelve a introducir agua de mar en la cuenca,
reiniciando el proceso.
Figura 7: Fases de evaporitas marinas
En cualquier caso, el contenido medio en sales de los mares y océanos permite
establecer la naturaleza de las sales que precipitan a partir del agua de mar: en
primer lugar se alcanza la saturación en sulfato cálcico, que es el menos
soluble, así que serán yeso o anhidrita los primeros minerales que precipiten. A
continuación se produce la saturación en cloruro sódico, produciéndose la
precipitación de halita. Por último precipitan los cloruros de potasio y magnesio
(silvina, carnalita...), que son los más solubles. A menudo estos minerales
aparecen constituyendo capas dentro de las formaciones evaporíticas, con
yeso en las capas basales, halita en las intermedias, y sales potásicas y
magnésicas en las más altas.
Este último tipo constituye los yacimientos de este grupo de mayor valor
económico, los denominados yacimientos potásicos, de los que se extraen las
sales potásicas o "potasas", para su uso como fertilizante. Para que se formen
este tipo de yacimientos, se requieren condiciones geológicas y climáticas muy
extremas: cuencas relativamente profundas, de ambiente marino confinado, y
sometidas a condiciones climáticas de gran aridez.
En cuanto a las aplicaciones de este tipo de rocas, son tan variadas como su
propia naturaleza: las ricas en yeso se explotan para obtener material de
construcción (la escayola, obtenida por calcinación del yeso), las ricas en
halita, para obtener cloruro sódico, para su empleo industrial en la obtención de
cloro y sus derivados, y sosa y sus derivados, así como para la industria
alimentaria, mientras que las sales potásicas se explotan para obtener
fertilizantes, como ya se ha expresado, y para fabricación de jabones, vidrios
especiales, cerámicas.
Evaporitas lacustres
Los lagos contienen por lo general aguas dulces, pero en ocasiones pueden
llegar a contener aguas ricas en sales, que pueden ser distintas a las que
encontramos en el mar, al menos cuantitativamente. En concreto, tres son los
tipos de yacimientos minerales que pueden formarse a partir de las aguas de
lagos salinos intracontinentales: depósitos de sales sulfatadas sódicas
(thenardita, glauberita) o magnésicas (epsomita), depósitos de carbonatos
alcalinos (trona, natron), y depósitos de arcillas especiales (sepiolita,
palygorskita). De ellos tienen importancia sobre todo los de sulfato sódico y
arcillas especiales.
Los de sulfato sódico constituyen acumulaciones estratificadas de estos
minerales (thenardita y glauberita mayoritarios, a menudo acompañados de
otras sales, como halita, yeso, polihalita, y otros sulfatos más o menos
complejos e hidratados de Na, Ca y Mg, fundamentalmente, a menudos
interestratificados también con niveles arcillosos.
Se explotan para la extracción del sulfato sódico puro, que se emplea sobre
todo en la fabricación de detergente sólido, en sustitución de los fosfatos, que
producen efectos medioambientales indeseados (eutrofización). También, en la
fabricación del papel kraft, y de vidrios especiales.
Evaporitas de medios desérticos
En los grandes desiertos la meteorización química actúa generando sales
solubles que quedan durante largos periodos de tiempo sobre las rocas a partir
de las cuales se forman. Pero cuando se producen lluvias torrenciales, escasas
pero no excesivamente infrecuentes en estos climas, se produce el lavado de
estas sales, que forman grandes charcas, que al cesar las lluvias se evaporan
rápidamente y producen la concentración de las sales arrastradas.
En estas condiciones se forman concentraciones salinas de composición muy
variable, en función de la naturaleza de las rocas existentes en la zona.
Yacimientos de azufre
El azufre nativo a menudo se encuentra asociado a los yacimientos de yeso
evaporítico, como consecuencia de la acción de bacterias sulfo-reductoras, que
transforman el sulfato en sulfuro, que se reduce a su vez para dar azufre
nativo. Se forman así concentraciones masivas de azufre sedimentario, que
junto con las de origen volcánico constituyen los principales tipos de
yacimientos de este elemento. No se pueden considerar, por tanto, yacimientos
químicos en sentido estricto, sino bioquímico, aunque aparecen asociados a los
yacimientos químicos de evaporitas.
Es interesante describir brevemente el método de explotación utilizado para
este elemento: el denominado "método Frasch", consistente en la inyección de
agua sobrecalentada o de vapor de agua en las formaciones que contienen
este elemento, debido a que éste funde a 112ºC, y a 160ºC constituye un
líquido de viscosidad muy baja, que fluye con gran facilidad y puede ser
bombeado hasta superficie.
Evaporitas y halocinesis o diapirismo
Un carácter común en los yacimientos de evaporitas, que afecta a su
morfología respecto a las series sedimentarias que los albergan, es que
pueden haber sufrido los efectos del proceso denominado diapirismo o
halocinesis, es decir, el movimiento de las masas salinas a lo largo de series
sedimentarias para dar origen a los denominados diapiros.
Este fenómeno está relacionado con dos características típicas de estos
materiales: su baja densidad y su comportamiento mecánico, de carácter
viscoso. De esta forma, cuando una capa potente, o toda una formación de
estos materiales intercalados entre otros más densos sufre una incipiente
deformación tectónica que implica la formación de un bucle, se produce una
cierta migración de material hacia la zona del bucle que incrementa localmente
el espesor de la capa o formación en ese punto. Este aumento de potencia
implica también un aumento de volumen, y a su vez, un aumento del empuje de
Arquímedes producido por la diferencia de densidad entre estas rocas y las
situadas por encima y debajo, que se traduce en el desencadenamiento de un
proceso de ascenso de los materiales, formado el diapiro propiamente dicho.
La morfología final de estos diapiros puede ser muy variada, en función de
distintos factores, entre los que destacan la potencia original de la capa o
formación salina, y la naturaleza y comportamiento mecánico de las rocas
suprayacentes, afectadas por el proceso de halocinesis.
Este proceso es, por tanto, el responsable de que las evaporitas, a pesar de
tratarse de rocas sedimentarias, a menudo formando parte de series
sedimentarias de regiones muy poco afectadas por deformación tectónica, no
se encuentren constituyendo capas horizontales, perfectamente
interestratificadas en las series originales, sino formando estas estructuras, de
morfologías más o menos complejas, y que incluso pueden mostrar actividad a
escala de observación directa, como es el caso, por ejemplo, del diapiro de
Cardona (Barcelona), en el que se registran ascensos anuales de 5 a 10 mm.
Yacimientos de hierro
El hierro, en forma de óxidos e hidróxidos, constituye un metal que se acumula
en determinados medios sedimentarios, dando origen a yacimientos que llegan
a ser de enormes dimensiones. En el detalle, existe una gran variedad de tipos
de concentraciones de óxidos/hidróxidos de hierro de origen sedimentario, que
van desde las grandes acumulaciones de tipo BIF, hasta las pequeñas costras
ferruginosas que se forman en algunas fuentes, o los nódulos de goethita que
se forman en medios pantanosos ("hierros de los pantanos"). De entre todas
estas variedades, las de mayor interés minero son dos: las de tipo BIF, y los
denominados "ironstones".
Los BIF (Banded Iron Formations) o Formaciones de hierro bandeadas,
corresponden a alternancias milimétricas a centimétricas de óxidos de hierro
con jaspes. Llegan a tener decenas de metros de espesor y contienen óxidos e
hidróxidos de hierro: hematites en los que no han sido afectados por
metamorfismo regional, y magnetita en los que sí han sufrido este proceso (la
mayor parte).
Figura 8: Formaciones de Hierro bandeadas
El origen de estos yacimientos tipo BIF ha sido objeto de debate hasta fecha
reciente, en que se ha establecido su origen como probablemente relacionado
con el cambio en el quimismo de la atmósfera terrestre: originalmente ésta no
contenía oxígeno, siendo por tanto de carácter reductor. En estas condiciones,
el hierro presente en las rocas era fácilmente puesto en disolución en forma de
Fe2+, altamente soluble. De esta forma, los océanos terrestres llegarían a
contener grandes cantidades de hierro en disolución. Con la aparición de la
vida, las bacterias primitivas comenzarían a generar oxígeno como
consecuencia de su metabolismo fotosintético, consumiendo CO2 y agua para
producir oxígeno. La concentración de éste en el aire iría aumentando, y dio
origen a la posibilidad de oxidar al hierro disuelto en los océanos, dando origen
a óxidos e hidróxidos (hematites-goethita) que precipitarían para dar estas
Formaciones.
Los Ironstones corresponden a capas de espesor métrico de óxidos e
hidróxidos de hierro con texturas oolíticas que aparecen intercalados en
secuencias marinas someras, de calizas limos y areniscas, de edades
variadas. Su origen es aún discutido, y podrían haberse formado como
consecuencia de la erosión y redepósito de formaciones lateríticas.
Yacimientos de manganeso
Los óxidos de manganeso constituyen yacimientos de tipología muy variada,
que van desde tipologías epigenéticas, filonianas, a claramente sedimentarias,
y dentro de esta categoría podemos di ferenciar entre los estrictamente
sedimentarios, no ligados a actividad volcánica.
A su vez, los yacimientos puramente sedimentarios de manganeso pueden ser
de dos tipos claramente diferenciados:
1. Los que se localizan en áreas marginales de cuencas euxínicas
(reductoras), que constituyen acumulaciones pisolíticas u oolíticas de
estos minerales (normalmente, pirolusita y criptomelana), a menudo
asociados con carbonatos de manganeso (rodocrosita), que llegan a ser
también explotables.
2. Los que se localizan en los fondos oceánicos profundos, que constituyen
acumulaciones nodulares de óxidos de Mn, a menudo con ciertos
contenidos en Cr. Su formación parece estar relacionada con actividad
hidrotermal submarina, aunque no en su proximidad inmediata.
HIDROCARBUROS NATURALES
El petróleo y el gas natural, los hidrocarburos fósiles, están constituidos casi
exclusivamente por hidrocarburos, es decir, compuestos orgánicos, más o
menos complejos, de Carbono e Hidrógeno, mezclados en proporciones
diversas entre sí, y con otros compuestos químicos: su composición elemental
se muestra en la Tabla 1.
ELEMENTO RANGO (%) TÍPICO (%)
Carbono 85-95 85
Hidrógeno 5-15 13
Azufre < 5 1,3
Oxígeno < 2 0,5
Nitrógeno < 0,9 0,2
Metales < 0,1
Tabla 2.- Composición elemental del crudo(petróleo)
Los Hidrocarburos naturales se originan como un paso intermedio de la
degradación de la materia orgánica, en medio anaerobio, y en un rango
concreto de presiones y temperaturas. El producto intermedio que da origen a
estos productos, a partir de las rocas que lo contienen, recibe el nombre
de kerógeno. Los hidrocarburos se forman en rocas arcillosas que contienen
este kerógeno (rocas madre). Sin embargo, para poder ser explotables
(extraíbles por bombeo), estos hidrocarburos han de migrar a rocas porosas y
permeables (las rocas almacén) y quedar atrapados por algún mecanismo que
impida que la migración los lleva hasta la superficie: las trampas petrolíferas.
Estas pueden ser de muy diversos tipos, aunque las más comunes
corresponden a pliegues anticlinales.
Figura 9: Trampa estructural mixta
La explicación a esta diferencia está en que, como muestra la figura 10, los
anticlinales actúan a modo de bóvedas, abarcando una amplia zona receptora,
mientras que otras, como los cambios de facies, recogen únicamente crudo
procedente de la propia capa, o de las inmediatamente adyacentes.
Figura 10
Los hidrocarburos en la naturaleza aparecen en tres formas principales:
Como gas natural
Como petróleo crudo, líquido
Como arenas asfálticas (tar sands) y pizarras bituminosas (oil
shales).
Gas Natural
El gas natural se encuentra en dos tipos de yacimientos:
Yacimientos de gas individualizado
Yacimientos asociados a los de petróleo, en las zonas altas de los
mismos, o en disolución en la fase líquida.
Los yacimientos de gas natural están compuestos fundamentalmente por
metano, que llega a constituir hasta el 100% de los mismos (gas seco).
Además, puede incluir otros hidrocarburos gaseosos, como etano, propano,
butano, etc., en proporción decreciente con el número de Carbonos. Otros
constituyentes, minoritarios pero frecuentes, son: H2S, N2, He, Ar, etc.
Su poder calorífico constituye la base de su interés económico. Es variable,
según la composición específica del gas. El valor medio es de 38 a 40
megajulio/Kg, ó 9.500-10.000 Cal/gr.
El Crudo ó Petróleo líquido
Está constituido por hidrocarburos líquidos fundamentalmente, y puede tener
en solución hidrocarburos gaseosos (los denominados crudos ligeros), o
sólidos (crudos pesados). La constitución típica es la que se muestra en la
primera parte del Tema. Otros constituyentes pueden ser: compuestos
sulfurados en diversas formas orgánicas, compuestos nitrogenados, también
de carácter orgánico, y compuestos oxigenados, como los ácidos grasos. Sus
características físicas y económicas están muy relacionadas con la
composición.
El carácter más importante de los crudos es su densidad, ya que es un
reflejo directo de su composición química. Aumenta con el porcentaje de
hidrocarburos y productos pesados, en especial de resinas y asfaltenos.
Disminuye con la temperatura a la que se encontraba el petróleo en su
ambiente de generación, lo que implica que los yacimientos profundos,
enterrados a mayores profundidades, contendrán crudos menos densos.
Los Hidrocarburos sólidos
Se incluyen aquí los hidrocarburos naturales de carácter sólido. Pueden ser de
dos tipos diferentes: hidratos de metano, y bitúmenes y asfaltos.
Los hidratos de metano son poco abundantes, aunque actualmente se han
localizado acumulaciones importantes en el límite plataforma continental
– talud, cuya importancia económica y posibilidades de explotación aún
están por determinar.
La familia de los bitúmenes es más importante, ya que aparece en dos tipos de
yacimientos ya bien conocidos: arenas asfálticas (tar sands), y pizarras
bituminosas (oil shales). Los bitúmenes se pueden definir, desde el
punto de vista de explotación, como mezclas viscosas naturales de
hidrocarburos de molécula muy pesada, y productos sulfurosos
minoritarios. Su alta densidad y viscosidad impide su explotación
convencional por bombeo.
Los hidrocarburos semirrefinados que se pueden extraer de los
bitúmenes reciben el nombre de crudos sintéticos. Las rocas que contienen
proporciones importantes de estos bitúmenes pueden ser de dos tipos: Arenas
asfálticas y pizarras bituminosas.
Las Arenas asfálticas son rocas sedimentarias de tipo arenas gruesas, bien
clasificadas, porosas y permeables, consolidadas o no, que contienen
productos petrolíferos pesados, en las que el bitumen representa del orden del
18 al 20% en peso de la roca. Su viscosidad es muy elevada, por lo que no
pueden ser recuperados por medios tradicionales. Desde el punto de vista
geoquímico, están formadas fundamentalmente por asfaltenos y productos
complejos ricos en nitrógeno, azufre, oxígeno, frente a productos saturados y
ligeros.
Las pizarras bituminosas son rocas sedimentarias pelíticas (arcillosas), menos
a menudo carbonatadas (margas), ricas en kerógeno y pobres en bitumen (0.5-
5%), y capaces de producir hidrocarburos por pirólisis, a unos 500ºC.
Ocasionalmente reciben la denominación de "esquistos bituminosos", lo que
resulta equívoco con respecto a su naturaleza petrográfica, puesto que nunca
se trata de materiales metamórficos. La materia orgánica que contienen está
formada por restos de algas lacustres o marinas. Su composición química es
muy variable y compleja, generalmente con altas relaciones H/C (1.25-1.75), y
con relaciones O/C entre 0.2 y 0.02.
El carbón
El carbón es una roca sedimentaria combustible con más del 50% en peso y
más del 70% en volumen de materia carbonosa, formada por compactación y
maduración de restos vegetales superiores, como consecuencia de la
evolución de esta materia orgánica de origen vegetal que se acumula en
determinadas cuencas sedimentarias.
Desde el punto de vista estratigráfico, es una roca sedimentaria
organoclástica de grano fino, compuesta esencialmente por restos litificados de
plantas, que aparece constituyendo secuencias características que reciben el
nombre de ciclotemas.
Figura 11: Ciclotemas
Origen:
El origen del carbón está en relación evidente con la acumulación de materia
vegetal superior (troncos, ramas, hojas) en cuencas marinas o continentales.
Los parámetros que definen la posibilidad de acumulación de la materia vegetal
que va a dar origen al carbón son similares a los que permiten la acumulación
de microorganismos para dar lugar al petróleo:
- Medios protegidos del influjo detrítico: la abundancia de
depósitos detríticos resta calidad al carbón, y favorece la
degradación de las plantas que se acumular conjuntamente.
- Profundidad adecuada del medio, para evitar oxidación y
permitir la acumulación vegetal.
- pH bajo de las aguas, dado que un pH mayor de 5 produce la
degradación de la materia vegetal.
- Subsidencia continuada del fondo, para mantener unas
condiciones uniformes a lo largo del tiempo.
Esta acumulación se puede producir en el propio medio de vida de las plantas,
o en medios distintos al de formación, como deltas, estuarios o albuferas. Esto
permite diferenciar carbones autóctonos, formados en el propio medio de vida,
y aloctónos, formados en un medio diferente al de vida: la materia vegetal ha
sufrido un transporte, más o menos largo.
Según el tipo de medio de formación, también se diferencian los
carbones límnicos (formados en medios lacustres), y parálicos (formados en
medio marino).
En concreto, los medios en los que pueden darse procesos de acumulación de
materia vegetal son:
- Marismas, saladas o salobres. Son zonas con comunicación
ocasional con el mar, en que se puede producir una importante
actividad biológica vegetal.
- Zonas pantanosas, ciénagas, canales, lagos y charcas
intracontinentales, con vegetación de tipos diversos (herbácea,
leñosa, etc.) según su profundidad, condiciones del fondo,
temperatura de las aguas, etc.
- Manglares de las zonas tropicales.
- Ambientes fluviales y deltáicos.
Uno de los medios sedimentarios más favorables para la acumulación de
materia carbonífera que da origen al carbón son los deltas, cuyas secuencias
estratigráficas normales son muy semejantes a las propias de los ciclotemas,
constituidas por alternancias de capas de carbón con material arcilloso o
arenoso.
Un factor también importante es el paleoclima, o sea, el clima imperante en la
época de formación del carbón. El más favorable es el paleoclima tropical,
generador de vegetaciones exuberantes.
Otra cuestión importante en cuanto al origen del carbón es la edad de las
series sedimentarias en que aparece: las plantas vasculares aparecen en el
Silúrico, y pueblan la superficie de La Tierra en el Devónico. Ello implica que
los yacimientos más antiguos de carbón conocidos sean de edad Devónica.
Posteriormente, se dan yacimientos de carbón de todas las edades, pero hay
períodos especialmente favorables:
% sobre Recursos mundiales
Carbonífero Inferior 1,0
Carbonífero Medio y Superior 14,5
Pérmico 24,4
Triásico 0,5
Jurásico 14,2
Cretácico 16,7
Paleógeno y Neógeno 28,7
Ello se explica por factores fundamentalmente paleoclimáticos, y de tipo de
vegetación predominante en cada uno de los períodos.
ROCAS Y YACIMIENTOS ORTOMAGMATICOS
La cristalización de los magmas da origen a una gran variedad de minerales,
que se asocian para dar origen a las diversas rocas ígneas, que a su vez
pueden contener una cierta variedad de concentraciones de determinados
minerales de interés económico. Esta variedad está en relación con la variedad
de procesos implicados en la génesis y evolución de los magmas desde su
formación en niveles más o menos profundos del planeta hasta su cristalización
en proximidad de la superficie.
El proceso magmático
Es un hecho de observación que existe una gran variedad de magmas, que
dan origen a la gran variedad de rocas ígneas que se pueden reconocer en el
planeta. También es posible observar cómo en términos generales los magmas
(y por consiguiente, las rocas formadas a partir de éstos) se asocian con
situaciones geodinámicas concretas, es decir, que en situaciones geológicas
equivalentes solemos encontrar los mismos tipos de rocas ígneas. De ello se
deriva la conclusión de que la formación de los magmas está íntimamente
relacionada con el marco geodinámico que se produce en los diversos
ambientes derivados de la tectónica de placas.
Ahora bien ¿qué es un magma, y cómo y porqué se forma? Como definición
básica, un magma es un fundido, que en general está formado por una fase
líquida mayoritaria, a la que acompaña una fase sólida (cristales o fragmentos
de rocas) y otra gaseosa, y que se encuentra a temperaturas entre 1.500 y
800ºC. La fase líquida suele estar formada por silicatos fundidos con
proporciones muy variables de cationes: Mg, Fe, Ca, Na, K... Magmas menos
comunes son los formados por carbonatos (magmas carbonatíticos), o los
formados por sulfuros (magmas sulfurados).
Por qué se forman los magmas está relacionado con cambios puntuales en la
termodinámica del interior del planeta: en condiciones normales, las capas
superficiales de la Tierra (litosfera) están en estado sólido, debido a que a
pesar de encontrarse a temperaturas lo bastante altas como para estar
fundidos, la presión es también bastante alta como para incrementar el punto
de fusión de los minerales lo suficiente como para evitar esta fusión. Por tanto,
para que se produzca fusión ha de producirse una pérdida de presión, o un
cambio en la composición de la roca que rebaje el punto de fusión de los
minerales que la componen, o un incremento sustancial de la temperatura. El
primer caso es posible por una descompresión debida a la formación de
fracturas profundas, que liberen la presión interna de la roca, y además
favorezcan el ascenso del magma. El segundo caso también se da, y suele ser
consecuencia de la adición de volátiles a la roca (agua, CO2) durante procesos
geológicos concretos (sobre todo, la deshidratación de corteza durante la
subducción). El tercer caso se produce como consecuencia de la formación de
las denominadas plumas mantélicas (puntos calientes), que son fenómenos
que incrementan la temperatura de áreas profundas del planeta de cierta
extensión. Otra posibilidad en este mismo sentido es que el incremento de
temperatura que origina la fusión esté relacionado con los procesos tectónicos
y magmáticos asociados al metamorfismo regional, en bordes destructivos de
placas.
El proceso de fusión raramente es una fusión completa de una porción de roca
más o menos voluminosa, sino que suele ser una fusión parcial, en la que se
va produciendo de forma progresiva la fusión de los componentes minerales
menos refractarios de entre los que componen la roca. Esto es especialmente
cierto en los magmas máficos, procedentes de la fusión parcial del manto
superior, mientras que en los magmas félsicos, de afinidad granítica, lo que se
suele producir es un fundido de composición determinada a partir del conjunto
de la roca, en función de su composición concreta, y de las condiciones de
presión y temperatura existentes durante el proceso de fusión. Esto es debido a
que estos magmas se suelen formar como consecuencia de procesos
de anatexia, es decir, de fusión local de rocas de la corteza, inducida por
fenómenos asociados por lo general a metamorfismo de alto grado.
Resulta evidente que durante esta variedad de procesos, y en función de las
distintas variables que hemos mencionado, se puede originar una gran
variedad de magmas, de composiciones distintas en el detalle. A estos
magmas formados "in situ", y que aún no han sufrido los procesos de
diferenciación que veremos a continuación se les denomina magmas primarios.
Una vez formados, estos magmas tienden a ascender, como consecuencia de
su densidad, menor que la de las rocas que las rodean, y de la expansión
volumétrica que sufren, a la que contribuye la liberación en los mismos de una
fase gaseosa más o menos abundantes. La ascensión puede ser más o menos
lenta, desde las velocidades supersónicas que son capaces de llevar hasta la
superficie magmas del manto superior cargadas de fragmentos de éste de
diámetro decimétrico, hasta velocidades lentas, combinadas con estancias en
cámaras magmáticas intermedias que incrementan el tiempo de residencia del
magma en capas más o menos profundas.
A su vez, el ascenso puede implicar la llegada del magma hasta la superficie,
dando origen a los fenómenos volcánicos, o hasta su proximidad, originando
las rocas subvolcánicas, o puede ser que el magma quede emplazado en
niveles relativamente profundos de la corteza, dando origen a las
rocas plutónicas. Estos factores implican diferencias en la velocidad a que se
produce el enfriamiento del magma: en los procesos volcánicos esta velocidad
es máxima (debido al contraste entre la temperatura del magma y la del
ambiente atmosférico), lo que produce las texturas típicas de estas rocas,
porfídicas y parcialmente vítreas. En las rocas subvolcánicas el enfriamiento es
algo más lento, lo que hace que no suelan contener vidrio, aunque sí
desarrollan texturas porfídicas, y/o de grano fino. En las rocas plutónicas el
enfriamiento es lento (el contraste con la temperatura de las rocas en las que
encajan es aún menor), lo que favorece la formación de cristales regulares y de
grano medio o grueso.
Pulsar aquí para ver la variedad de procesos magmáticos
Por otra parte, durante el ascenso se producen una serie de procesos que
cambian la composición del magma, y que se conocen con el nombre genérico
de diferenciación. Los principales mecanismos de diferenciación son los
siguientes:
Cristalización fraccionada. El magma primario puede contener cristales,
o puede ser que éstos se formen durante el ascenso, si éste es lo
suficientemente lento. Cuando estos cristales tienen una densidad
distinta a la del magma, y en condiciones favorables (sobre todo,
residencia en cámaras magmáticas intermedias), se puede producir la
separación de estos cristales, o bien por acumulación en la parte
superior de la cámara (los de feldespatos, que suelen ser los menos
densos) o en su fondo (olivino, piroxeno, que suelen ser los más
densos). Esto origina la segregación de determinados componentes
minerales, cambiando la composición del magma residual.
Asimilación. Durante el ascenso el magma puede fundir rocas con las
que se pone en contacto, incorporando los fundidos correspondientes a
su composición, que variará de acuerdo con la composición de las rocas
asimiladas.
Mezcla de magmas. Ocurre fundamentalmente durante la residencia en
cámaras magmáticas, como consecuencia del aporte de nuevas
porciones de magmas primarios, que cambian la composición del
magma allí acumulado.
Como consecuencia de estos procesos de diferenciación se originan los
denominados magmas diferenciados o derivados, cuya composición puede ser
muy diferente a la del correspondiente magma primario. Todos estos factores
(modo de formación, mayor o menor ascenso en la corteza, grado de
diferenciación) son los responsables de la gran variedad de rocas ígneas que
conocemos.
Otra cuestión importante en las rocas ígneas es el orden de cristalización de
sus minerales, identificable en muchos casos por las relaciones texturales que
se establecen entre ello. Este orden de cristalización está determinado por dos
factores principales: la termodinámica del proceso de cristalización, y la
composición concreta del magma que cristaliza. El primer factor fue estudiado
por Bowen, que observó que la cristalización de los minerales durante el
enfriamiento de un magma sigue, en términos generales, una secuencia
determinada, que se puede subdividir en dos grandes ramas (Figura): la
denominada rama discontinua (minerales ferromagnesianos), y la rama
continua (plagioclasas), que convergen en un tronco común, que corresponde a
la cristalización de feldespato potásico y finalmente cuarzo, siempre los últimos
en cristalizar. Es lo que se conoce con el nombre de Serie de Bowen. La mayor
o menor evolución de la serie depende fundamentalmente del contenido inicial
en sílice, debido a que las reacciones (p.ej., olivino -> piroxeno -> anfíbol)
implican un consumo creciente de este componente (Mg2SiO4 + SiO2 ->
2MgSiO3).
Por otra parte, la composición del magma impone restricciones a este
secuencia, de forma que si éste es pobre en sílice y rico en Mg, Fe, Ca
(magmas máficos) solamente cristalizarán los primeros términos de las dos
series (olivino, piroxeno, plagioclasa cálcica), mientras que en los magmas más
ricos en sílice y pobres en Mg y Fe (magmas félsicos) se formarán esos
minerales durante los primeros estadios de la cristalización magmática, pero
reaccionarán con el fundido sucesivamente para dar términos más
evolucionados de la serie, y la roca finalmente estará formada por cuarzo,
feldespato potásico, plagioclasa sódica y biotita. En las rocas formadas a partir
de magmas de composición intermedia encontraremos, por tanto, plagioclasa
intermedia, anfíbol y piroxeno como minerales característicos.
Figura 12: Mineralogía de rocas ígneas comunes.
Rocas plutónicas
Las rocas plutónicas son el producto de la cristalización de magmas a
profundidades considerables en la corteza terrestre. Son rocas caracterizadas
por texturas granudas, de grano medio-grueso, y con una mineralogía variable,
que permite su clasificación detallada, al ser estudiada mediante microscopía
petrográfica. En concreto, su clasificación se lleva a cabo mediante el cálculo
de una serie de parámetros de abundancia mineralógica, y el empleo de
diagramas de clasificación, los más usuales de los cuales son los de
Streckeisen (1966), que se muestran (simplificados) en las figuras abajo
expuestas. Los parámetros utilizados son:
M: % de minerales ferromagnesianos (Sumaolivino+piroxeno+anfíbol+biotita)
Q: Contenido (%) de cuarzo, recalculado a 100% con los
parámetros A y P
A: Contenido en feldespato alcalino (Sumaalbita + feldespato potásico)
recalculado a 100% con los parámetros Q y P (si la roca contiene
cuarzo) o F y P (si contiene feldespatoide)
P: Contenido en plagioclasa, recalculado a 100% igual que el
parámetro A
F: Contenido en feldespatoide recalculado a 100% igual que el
parámetro Q
Granito
El granito es la roca plutónica por excelencia, hasta el punto de que en el
mundo industrial se denominan granitos a todas las rocas plutónicas,
independientemente de su composición real. En sus términos más precisos, el
granito es una roca relativamente escasa, aunque difícil de diferenciar en el
campo de sus términos más próximos, sobre todo de la granodiorita, por lo que
a menudo estas rocas plutónicas de tonalidades claras se describen con el
nombre genérico de granitoides.
Desde el punto de vista de su composición mineralógica, lo más característico
de los granitoides es su alto contenido en cuarzo, que implica un valor del
parámetro Q entre 20 y 60%. Los feldespatos son también componentes
mayoritarios de estas rocas, y suelen ser plagioclasa sódica (oligoclasa) y/o
feldespato potásico, generalmente ortoclasa y/o microclina. Además, es
frecuente que contengan biotita y/o anfíbol, y en ocasiones moscovita (granitos
de dos micas). Como minerales accesorios suelen incluir circón, apatito, y
minerales metálicos entre los que predominan la magnetita, la ilmenita y la
pirita.
La textura granítica, propia de estas rocas, es una de las más características
de las que presentan las rocas ígneas: es una textura holocristalina,
hipidiomorfa, granular de grano medio, en la que la plagioclasa y la biotita o
anfíbol suelen ser idiomorfos, y el cuarzo y el feldespato xenomorfos e
intergranulares, debido a la secuencia de cristalización (serie de Bowen).
En el campo, el granito aparece formando macizos rocosos que pueden llegar
a ser de miles de kilómetros cuadrados, con contornos en general curvilíneos, a
menudo festoneados por la denominada aureola de metamorfismo de contacto.
Es frecuente que a gran escala estos macizos están afectados por una red de
fracturas que puede no ser deformacional; de hecho, en ocasiones se origina
simplemente por la contracción ligada al enfriamiento del macizo
(diaclasamiento). Este proceso suele dar origen a una fracturación concéntrica
(tipo capas de cebolla), que suele ser paralela a los contactos externos del
macizo (y a menudo también a la superficie topográfica) y a una fracturación
groseramente radial.
A nivel de afloramiento, suele dar origen a un relieve característico, el
denominado berrocal, formado como consecuencia del desarrollo del proceso
de meteorización favorecido por la fracturación que suele afectar a este tipo de
rocas, que suele individualizar paralelepípedos de roca a partir de los cuales,
por erosión diferencial de vértices y aristas, se forman los bolos (p. ej., La
Pedriza, en la Sierra de Guadarrama).
En cuanto a su aplicación, el granito es una de las rocas más empleadas en la
industria de la construcción, sobre todo en forma de placas pulidas para
revestimiento de exteriores e interiores. También en grandes bloques se utiliza
como elemento arquitectónico de tipo sillería, mientras que triturada, o cuando
está ya triturada de forma natural por la tectónica, se emplea como árido, e
incluso directamente como balasto para líneas férreas. Incluso las arenas que
se forman por alteración sobre sus afloramientos se pueden aprovechar para la
construcción.
A este respecto de la aplicación, hay que resaltar que el objetivo primordial de
la explotación del granito es la obtención de grandes bloques comerciales, de
varios metros cúbicos, para el posterior serrado y pulido de las placas. Esto no
siempre es posible, debido a diversos factores que veremos a continuación, lo
que hace que existan algunas (aunque escasas, sobre todo los tectonizados
para áridos) explotaciones de granito para otros fines. Los factores que definen
la explotabilidad del granito como roca de construcción son, fundamentalmente,
los siguientes:
El grado de fracturación que lo afecte. Es un factor decisivo, ya que si
está afectado por una fracturación muy intensa será aprovechable como
árido, mientras que los afectados por fracturación muy espaciada
servirán para su explotación en bloques.
El grado de alteración que afecta a los minerales que componen la roca.
Es de importancia primordial para poder utilizarla, puesto que si está
muy alterada tenderá a sufrir procesos de desgranado, o no admitirá un
pulimento adecuado.
La homogeneidad textural, ya que si el granito presenta variaciones
bruscas en su textura dificultará enormemente su aprovechamiento.
Estas variaciones texturales son muy variadas, incluyendo los gabarros
(acumulaciones esferoidales de minerales oscuros), las cintas
(acumulaciones planares de minerales primarios o secundarios), los
fenocristales, los cambios de tamaño de grano, entre otros.
La presencia de minerales oxidables (p. ej., sulfuros), que puedan
producir efectos indeseados sobre las placas o bloque en general una
vez instalados.
En general, determinadas características petrofísicas pueden afectan a
la calidad del material: la heladicidad o resistencia a las heladas, el
coeficiente de absorción de agua, la calidad del pulido, la resistencia al
ataque químicos, etc.
Por último, la mayor o menos vistosidad de la roca, en término de
coloración (diferente a la más común, gris), tamaño de grano grueso y
homogéneo, presencia de irisaciones en los feldespatos... condiciona el
mayor o menor precio del producto en el marcado.
Sienita
La sienita es, desde el punto de vista geológico, un granitoide pobre en cuarzo
y con un claro predominio del feldespato alcalino frente al cálcico. Suela estar
formada precisamente por feldespato alcalino (ortoclasa) junto con plagioclasa
de composición sódica (albita-oligoclasa) y suele contener algún mineral
ferromagnesiano como la biotita o el anfíbol. Además, puede contener una
cierta cantidad de cuarzo, o, alternativamente, de feldespatoide (sienitas
nefelínicas). Su textura está dominada por los cristales del feldespato alcalino,
y es una textura granular hipidiomorfa heterogranular (sin llegar a ser porfídica),
en la que el feldespato constituye los granos mayores y el resto (plagioclasa,
cuarzo o feldespatoide, biotita, anfíbol) suelen ser de menor tamaño.
Desde el punto de vista industrial, la sienita es un granito que suele presentar
propiedades interesantes: o bien un color rojo más o menos intenso, debido a
la presencia de abundantes exoluciones de hematites en el feldespato
potásico, o bien irisaciones intensas, de color azulado, en el feldespato. Esto
confiere a estas rocas, a igualdad de otros parámetros (grado de fracturación,
de alteración, etc.) mayor interés que a otros granitoides.
Diorita y gabro
La diorita y el gabro son rocas con importantes semejanzas tanto desde el
punto de vista geológico como industrial. Desde el punto de vista geológico
constituyen las rocas gabroídicas, y su diferenciación mutua solamente se
puede realizar mediante microscopía petrográfica, si bien con frecuencia las
dioritas son de tonalidades más claras que los gabros. Desde el punto de vista
industrial corresponde al grupo de los granitos oscuros, muy apreciados en el
arte funerario.
Están formadas mayoritariamente por plagioclasa y clinopiroxeno (augita). La
diferencia fundamental entre ambas rocas es que en la diorita la composición
de la plagioclasa es de An<50 (oligoclasa-andesina), mientras que en el gabro
es de An50 (labradorita-bitownita-anortita). Esta diferencia suele ir acompañada
de otras: en la diorita además de plagioclasa y clinopiroxeno pueden aparecer
cuarzo, biotita y anfíbol, mientras que en los gabros podemos tener
ortopiroxeno y olivino acompañando a los minerales principales. Como
accesorios, en ambos casos podemos encontrar óxidos como magnetita,
cromita, ilmenita, sulfuros como pirrotina y pentlandita, etc.
En el campo, los gabros suelen aparecer, como los granitos, formando macizos
intrusivos de cierta importancia. No desarrollan las formas más típicas del
berrocal, debido a que suelen presentar una mayor densidad de fracturación, y
su alteración superficial suele ser más rápida que la de los granitoides.
También es normal que presenten una aureola de metamorfismo de contacto.
Desde el punto de vista industrial ya se ha comentado que son los granitos de
colores oscuros. A menudo las dioritas presentan tonalidades grises oscuras o
verdosas, a menudo jaspeadas (caso del "negro ochavo", variedad comercial
explotada en la zona de Barcarrota, Badajoz), mientras que los gabros suelen
ser de coloración homogénea. Estas tonalidades oscuras hacen que sean muy
apreciados tanto para construcción, combinado con otros colores, como en el
arte funerario.
El principal problema que suelen presentar estas rocas es que sus
afloramientos suelen estar afectados por una fracturación relativamente densa,
que dificulta su explotación industrial.
Peridotita
La peridotita es una roca ultramáfica, formada por más de un 90% de minerales
ferromagnesianos, oscuros, que suelen ser olivino y piroxeno (orto- y clino-).
Además pueden contener algo de plagioclasa, y minerales metálicos como
cromita, que puede llegar a concentrarse en yacimientos de interés económico.
Las texturas son variables, en función del tipo de peridotita: las hay formadas
por acumulación de cristales en cámaras magmáticas, que desarrollan las
llamadas texturas cumulíticas, en las que uno de los minerales
(fundamentalmente el olivino) aparece formado el armazón general de la roca,
con otros minerales (clinopiroxeno) intergranulares. En otros casos la textura es
holocristalina equi- o ligeramente inequigranular, hipidiomorfa, con piroxeno
subidiomorfo y olivino xenomorfo.
Las peridotitas aparecen constituyendo dos tipos diferentes de macizos
rocosos, de origen muy diferente: o bien forman parte de láminas ofiolíticas,
formadas por obducción o acreción de litosfera oceánicas en corteza
continental (caso de los macizos máficos del NO peninsular, p. ej., Cabo
Ortegal, Bragança, Morais), o bien forman macizos de gran extensión, que
representan diapiros del manto, encajados tectónicamente en niveles muy
superficiales de la corteza (Serranía de Ronda).
Una constante en este tipo de rocas es que suelen estar serpentinizadas: el
olivino es un mineral muy inestable en las condiciones de la superficie del
planeta, tendiendo a transformarse en serpentina. Esto transforma a estas
rocas, en mayor o menor grado, en serpentinitas, que veremos en el capítulo
de rocas metamórficas.
Cuando no aparecen serpentinizadas, las peridotitas son rocas con
posibilidades industriales, derivadas de su característico color negro o verde
oscuro. No obstante, la serpentinización parcial que las afecta y la inestabilidad
del olivino en ambiente atmosférico suelen dificultar su aprovechamiento.
Rocas subvolcánicas
Las rocas subvolcánicas se pueden considerar como un caso particular dentro
de las plutónicas, ya que son rocas que también cristalizan bajo la superficie de
la Tierra, aunque en condiciones de menor presión y temperatura (a
profundidades someras), lo que hace que su enfriamiento sea más rápido,
dando origen a texturas características, diferentes a las propias de las rocas
plutónicas.
Desde el punto de vista composicional, son equivalentes a las plutónicas, por lo
que pueden tener la misma gama de composiciones mineralógicas que éstas.
Se suelen nombrar con el nombre de la roca plutónica (o volcánica)
equivalente, con el prefijo pórfido (p. ej., pórfido granítico, o pórfido andesítico),
o con nombres que aluden a términos texturales (ver más abajo).
Aparecen formando intrusiones que raramente alcanzan grandes volúmenes.
La morfología de estas intrusiones permite diferenciar entre diques (morfología
tabular, y discordantes con la estratificación de la roca en la que
encajan), sills (también tabulares, y concordantes o subconcordantes con la
estratificación), lacolitos (masas de cierto volumen, subconcordantes y de
morfología lenticular, con muro plano y techo convexo hacia arriba),
o lopolitos (intrusiones también concordantes en forma de cubeta, cóncavas
hacia arriba).
La textura de las rocas subvolcánicas puede ser muy variada. La más frecuente
es la textura porfídica de matriz microcristalina, que indica una presencia de
fenocristales en el magma, y una cristalización rápida pero no tanto como la de
una roca volcánica, en la que la matriz suele ser vítrea o criptocristalina. Otras
texturas que pueden presentar son:
Granofídica: es típica de rocas subvolcánicas silíceas, félsicas,
equivalentes a los granitos en sentido estricto. Es una textura
holocristalina hipidiomorfa inequigranular (o incluso porfídica) formada
por cristales mayores de plagioclasa con cuarzo y feldespato potásico
intergranulares que desarrollan intercrecimientos gráficos. La roca
subvolcánica de composición granítica y textura granofídica recibe el
nombre de granófido.
Dolerítica: es característica de rocas subvolcánicas máficas,
equivalentes al gabro. Es una textura holocristalina, hipidiomorfa,
inequigranular, en general de grano fino-medio, formada por un
entramado de plagioclasa idiomorfa con piroxeno xenomorfo intersticial.
La roca subvolcánica de composición gabroídica y textura dolerita recibe
el nombre de diabasa o dolerita. Pulse aquí para ver una reconstrucción
3D de una textura dolerítica o aquí para ver un ejemplo de Almadén.
Ofítica: aparece en el mismo tipo de rocas que la anterior, y es
holocristalina con tendencia panidiomorfa, inequigranular a porfídica, de
grano medio-fino, formada por grandes cristales de piroxeno que
engloban pequeños microlitos de plagioclasa. La roca subvolcánica de
composición gabroídica y textura ofítica recibe el nombre de ofita.
YACIMIENTOS METÁLICOS DE ORIGEN ORTOMAGMÁTICO
Los minerales metálicos acompañan, como hemos visto, a las rocas intrusivas
como minerales minoritarios, en forma de óxidos o de sulfuros,
fundamentalmente, que cristalizan a la vez que el resto de componentes
silicatados de la roca. En el detalle, pertenecen a varios subtipos:
Yacimientos formados por inmiscibilidad líquida. Los magmas máficos a
menudo contienen altas proporciones de sulfuros metálicos, que pueden
individualizarse debido a que son inmiscibles con el magma silicatado.
Se forman así yacimientos de sulfuros de Ni-Co-Cu-Fe, formados por
minerales como pirrotina, pentlandita, calcopirita., a menudo
enriquecidos en elementos del grupo del platino.
Yacimientos formados a partir del propio magma silicatado. Existen tres
grandes subtipos:
o Formados por cristalización simple. En determinados casos, no es
necesaria una segregación que produzca la concentración del
mineral en cuestión: es el caso de los diamantes, cuyo alto valor
económico hace que a pesar de encontrarse en muy bajas
concentraciones, sea explotable.
o Formados por cristalización más acumulación. En la mayor parte
de los casos, además de la cristalización del mineral hace falta un
mecanismo que produzca un aumento de su concentración que lo
haga explotable. El principal mecanismo es la cristalización
fraccionada acompañada de acumulación preferencial por
densidades en la cámara magmática. El caso más extendido de
este tipo corresponde a yacimientos de cromita en rocas máficas
y ultramáficas, en los que de nuevo suelen darse concentraciones
interesantes de elementos del grupo del platino.
o Formados por cristalización más acumulación y segregación. El
caso más favorable para la explotación es aquel en el que los
minerales metálicos llegan a separarse físicamente del resto del
magma, por mecanismos diversos, fundamentalmente bajo la
acción de esfuerzos tectónicos. Algunos yacimientos de
magnetita corresponden a esta tipología.
Yacimientos formados por cristalización simple
La cristalización directa de minerales de interés económico a partir de un
magma solo genera un yacimiento cuando ese mineral tiene un valor
económico extremadamente alto, puesto que el mineral queda disperso en el
conjunto de la roca, y su extracción presenta un coste muy alto. Es por ello que
solamente se consideren dentro de este grupo los yacimientos de diamantes,
cuyo valor justifica la explotación de rocas con contenidos en el mineral de
escasos kilates por tonelada.
Los yacimientos de diamantes se encuentran albergados por unas rocas muy
características, llamada kimberlitas, que corresponden a rocas volcánicas
explosivas de origen muy profundo, que encajan en formaciones por lo general
antiguas, propias de zonas de cratón (NO de Australia, Sudáfrica, África
Central, Siberia). En estas zonas las kimberlitas aparecen como chimeneas
profundas y estrechas (diatremas), agrupadas en conjuntos. Por otra parte, no
todas las kimberlitas contienen diamantes.
Figura 13: Zona de formación de Diamantes
Yacimientos formados por cristalización más acumulación
En este caso, a la cristalización del mineral sigue una acumulación preferencial
del mismo, normalmente por diferencia de densidad: se trataría de una
cristalización fraccionada de estos minerales de interés minero, concretamente
de cromita en los yacimientos más característicos del grupo: la cromita
cristaliza a partir del magma, y por su mayor densidad tiende a hundirse en el
fundido, acumulándose en la parte baja de la cámara magmática.
Las acumulaciones de cromita que constituyen este tipo de yacimientos
corresponden a bolsadas (pods en su denominación en inglés) con
dimensiones métricas o decamétricas, que aparecen más o menos
concentradas en localidades dentro de un macizo intrusivo por lo general
máfico (gabros, peridotitas). En estas bolsadas o pods la cromita es el mineral
más abundante, y puede estar acompañada por otras menas como la
magnetita, o por los silicatos formadores del conjunto de la roca (olivino,
piroxenos). A menudo estas concentraciones de cromita contienen también
concentraciones de interés de elementos del grupo del platino.
Yacimientos formados por cristalización más acumulación y segregación
Los minerales menos valiosos que se originan a partir de la cristalización del
magma necesitan un proceso aún más efectivo de concentración, que
produzca un yacimiento explotable por tener suficiente volumen y contenidos.
La magnetita, el apatito, o la ilmenita cristalizan a partir de prácticamente
cualquier magma, y si son suficientemente abundantes pueden llegar a
concentrarse por cristalización fraccionada, dando lugar a masas pequeñas,
que alcanzar sus mejores características desde el punto de vista de su posible
explotación minera cuando además son segregadas del conjunto magmático.
Esta segregación origina bolsadas o rellenos de fracturas dentro de la propia
roca intrusiva o en su encajante, en las que el mineral de interés aparece
fuertemente concentrado, y con volumen suficiente como para constituir masas
de gran tonelaje.
Yacimientos minerales relacionados con el volcanismo
El volcanismo es un mecanismo descrito tradicionalmente como generador de
acumulaciones metálicas: muchos yacimientos de sulfuros guardan relaciones
cuanto menos de proximidad geográfica con rocas volcánicas, lo que sin duda
es una indicación de su vinculación genética. De todos los tipos con los que se
ha establecido relación con volcanismo, el caso más claro probablemente
corresponde a los yacimientos de tipo Kuroko o tipo Faja Pirírica ibérica (p.ej.,
Riotinto, Tharsis), es decir, yacimientos de sulfuros polimetálicos masivos, con
pirita como mineral mayoritario. En muchos otros casos la vinculación con el
volcanismo es menos evidente, y se describen como yacimientos
sedimentarios con posible influencia de procesos volcánicos.
En todos los casos, cuando se habla de relaciones entre volcanismo y
yacimientos minerales la base empírica es que el proceso de volcanismo
aporta elementos químicos, entre ellos metales pesados, que por lo general se
liberan al medio. Esto es un hecho de observación, y en ocasiones vemos en la
prensa noticias alarmantes sobre las emisiones de estos elementos de mayor o
menor toxicidad a la atmósfera (CO2, SO2). Incluso en alguna ocasión se han
publicado en la prensa los kilogramos de oro que un volcán está emitiendo,
como si el volcán emitiese monedas de este metal. Lo cierto es que estas
emisiones se producen en forma gaseosa, y que es necesario algún
mecanismo geoquímico que fije los metales para que pueda formarse un
yacimiento, evitando la dispersión de los metales.
El descubrimiento en determinados puntos de los fondos oceánicos de los
denominados "black smokers ", chimeneas de descarga de sistemas
hidrotermales submarinos ha permitido observar de forma directa la formación
de estas concentraciones.
Figura 14: Hidrotermales marinos
Yacimientos de tipo Kuroko
Los yacimientos de tipo Kuroko (o tipo Huelva, ya que la Faja Pirítica Ibérica es
la mayor concentración mundial de este tipo de mineralizaciones) son
concentraciones sedimentarias (o volcano-sedimentarias, como se denominan
preferentemente) de sulfuros polimetálicos, por lo general dominados por pirita,
a la que suelen acompañar otros como calcopirita, esfalerita y galena. Además
es frecuente que contengan ciertos valores de metales preciosos (Au, Ag) que
añaden interés económico a su explotación minera.
Aparecen constituyendo formaciones de potencia variable (por lo general de
varias decenas de metros) y extensión variable (incluso kilométrica), que se
encuentran intercaladas en secuencias marinas detríticas con abundantes
intercalaciones volcánicas. Su tonelaje suele ser muy elevado (superior a los
50 Mt), lo que permite su explotación minera.
En detalle la tipología de estas mineralizaciones puede ser muy variable, en
función de diversos caracteres, entre los que sobresale la mayor o menos
lejanía (distalidad) o cercanía (proximalidad) con respecto al área de descarga
de las emisiones hidrotermales al medio marino. Otro carácter interesante
suele ser su recristalización metamórfica, que produce el aumento de su
tamaño de grano, favoreciendo la explotación minera y, fundamentalmente, la
concentración de cada mineral.
La mineralogía habitual de estos yacimientos incluye siempre pirita como fase
más abundante, acompañada por calcopirita, esfalerita, galena y barita. Es
relativamente frecuente la separación en cuerpos mineralizados con
mineralogías diferenciadas: las denominadas “black ores”, constituidas
mayoritariamente por galena y esfalerita, junto con barita subordinada, y las
denominadas “yellow ores”, con pirita y calcopirita como minerales
fundamentales. A menudo el yeso y el azufre nativo forman parte más o menos
marginal de este complejo sistema. Como minerales minoritarios dentro de las
mineralizaciones principales podemos encontrar otros sulfuros afines, como
pirrotina, marcasita, arsenopirita, bornita, o metales nativos como oro y plata,
siempre en contenidos relativamente bajos (valores del orden de 10-20gr/t).
También son frecuentes en el sistema los niveles de chert ferruginoso, que
aparecen interestratificados en la secuencia volcánica relacionada.
Figura 15: Yacimiento tipo kuroko
Figura 16: Diatrema
Es frecuente que estos yacimientos se encuentren fuertemente afectados por la
deformación tectónica: se forman en medios oceánicos, lo que implica que para
que lleguen a aflorar deben haber sido afectados por un proceso orogénico de
cierta intensidad.
Su formación ocurre en determinados ambientes geodinámicos: en el caso de
Japón es clara su relación con procesos destructivos de tectónica de placas, ya
que se localizan precisamente a lo largo de uno de estos límites de placa. Esta
relación no es tan clara en el caso de la Faja Pirítica Ibérica, en la que el
magmatismo no parece ser el característico de esta localización geodinámica, y
más parece relacionado con un proceso de rifting.
En cualquier caso, es evidente siempre la relación entre los yacimientos y un
magmatismo volcánico, a menudo máfico, aunque en el caso de la Faja pirítica
ibérica la relación más clara se da con el de naturaleza félsica.
ROCAS Y YACIMIENTOS PEGMATÍTICOS
Las pegmatitas son el resultado de la cristalización final de magmas en un
ambiente rico en volátiles, que favorece la migración iónica, y permite la
formación de cristales de gran tamaño, que en ocasiones pueden llegar a
alcanzar varios metros cúbicos.
Las pegmatitas presentan una gran variabilidad composicional, que está en
función del tipo de roca (normalmente plutónica) con la que están relacionadas
genéticamente. Las mas frecuentes son de composición granítica, asociadas a
granitos y granitos alcalinos, y están constituidas mayoritariamente por cuarzo,
feldespato potásico (microclina u ortoclasa), plagioclasa sódica (albita) y mica
blanca (moscovita), junto a otros minerales que pueden ser mas o menos
abundantes: turmalina, apatito, fluorita, lepidolita, berilo, topacio, corindón,
monacita, casiterita, uraninita, torbernita, así hasta 300 especies mineralógicas
descritas en un solo macizo pegmatítico.
Pueden tener interés económico, debido a sus posibles altos contenidos en
minerales tipo gema (esmeraldas, aguamarinas, topacios, rubíes...), y
minerales con contenidos en elementos raros (Li, U, Th, Tierras Raras) y otros
(Sn, W, F). También los minerales comunes de estas rocas suelen tener interés
económico, ya que tanto sus grandes cristales de cuarzo pueden ser utilizados
para el tallado de lentes, como los de feldespato para la producción de
cerámica, y los de mica para el aislamiento eléctrico.
Las pegmatitas suelen aparecen en la zona periférica de macizos de rocas
plutónicas, constituyendo diques, sills y masas irregulares, de dimensiones muy
variables: hasta más de 1 Km. de longitud. Suelen mostrar zonaciones
composicionales, con núcleo interno de cuarzo masivo, y zonas periféricas
feldespáticas y moscovíticas.
Desde el punto de vista textural son rocas granudas de grano muy grueso: se
han descrito cristales de moscovita de hasta 10 m de longitud en estas rocas, y
de feldespato potásico de varios m3.
ROCAS Y YACIMIENTOS NEUMATOLÍTICOS
Las rocas (o yacimientos) neumatolíticas, son intermedias entre las pegmatitas
y las rocas hidrotermales. Son rocas de reemplazamiento metasomático, es
decir, producto del reemplazamiento a alta temperatura de una roca por otra,
por disolución parcial de la original, y depósito a partir de los fluidos
mineralizantes. Las temperaturas características de formación se sitúan entre
600 y 400ºC.
Su composición es muy variable, en función de la de los fluidos, y de la roca a
la que reemplazan, con la que suele producirse mezcla química. Las más
conocidas e interesantes desde el punto de vista minero son los
denominados skarns , producidos por la interacción entre fluidos derivados de
granitos, y, principalmente, rocas carbonatadas (calizas o dolomías). Se forman
así unas rocas de mineralogía especial, ricas en silicatos cálcicos (epidota,
anfíboles y piroxenos cálcicos, granates cálcicos), y que pueden contener
concentraciones de minerales metálicos de interés económico: scheelita,
casiterita, fluorita, calcopirita, blenda, galena, magnetita, hematites.
Por lo general constituyen masas irregulares en la zona de contacto entre las
rocas intrusivas y las encajantes. Su morfología es irregular, aunque se
encuentra condicionada por la zona de contacto entre ambas rocas.
Figura 17: Yacimiento Skarn
Su textura es característica de sistemas de reemplazamiento, con sustituciones
seudomórficas, diseminaciones irregulares, relleno de fracturillas, etc.
Otro tipo de yacimiento neumatolítico de interés minero es el
denominado greissen. Corresponden estos yacimientos a zonas de alteración
relacionadas con granitos, y que por lo general afectan a zonas periféricas o
apicales del propio granito. En estas zonas se produce una destrucción del
feldespato potásico, con formación de mica blanca microcristalina (illita), y con
entrada de abundante sílice que se deposita en la roca en forma coloidal
(calcedonia), en lo que de denomina proceso de silicificación. La casiterita y la
wolframita suelen ser las principales menas metálicas asociadas a estos
yacimientos. A menudo los greissen se asocian a yacimientos típicamente
filonianos: casos de Panasqueira (Portugal) y Piaotan (China): figuras.
Figura 18: Esquemas geológicos de los yacimientos de tipo greissen de
Panasqueira (Portugal)
Figura 19: Piaotan (China), en zonas de cúpula granítica y con complejos
filonianos asociados
Yacimientos hidrotermales
Los yacimientos hidrotermales, comúnmente también conocidos como
filonianos se clasifican según su temperatura de formación (que suele estar
entre los 400 y los 100ºC), y en función de la mayor o menor proximidad a la
roca ígnea de la que derivan. No es una clasificación rigurosa, ya que no
siempre es posible determinar con exactitud la temperatura a la que se han
formado, ni la distancia a la roca ígnea de la que derivan, que puede no
reconocerse, o puede ser difícil de establecer con precisión entre varias
próximas. Una clasificación más conveniente se basaría en su mineralogía,
pero ésta puede ser tan variada que invalida cualquier intento de clasificación
sistemática en este sentido.
Las mineralizaciones hidrotermales están constituidas fundamentalmente por
cuarzo y/o carbonatos diversos, entre los que cabe destacar calcita, dolomita, y
siderita, minerales que suelen constituir la ganga o parte no explotable en los
yacimientos de interés minero. Entre los minerales de interés minero (o menas)
que pueden estar presentes en este tipo de rocas o yacimientos, podemos citar
barita, fluorita , y minerales sulfurados, como pirita, calcopirita, blenda, galena,
cobres grises (tetraedrita y tennantita), argentita, platas rojas (proustita-
pirargirita), cinabrio, y un largo etcétera de minerales, entre los que se
encuentran también la plata y el oro nativos.
Los yacimientos filonianos constituyen el relleno de fracturas abiertas en la
roca, que suelen presentar disposiciones planares de dimensiones muy
variables (filones en sentido estricto). Otras morfologías incluyen el
entrecruzado de vetillas (stockwork) y las diseminaciones de mineral,
características ambas de los yacimientos de tipo pórfido cuprífero. También son
relativamente frecuentes los cuerpos irregulares, que pueden formarse tanto
por fenómenos de reemplazamiento como por relleno de cavidades. Las
texturas son características de la cristalización en espacios abiertos: geodas,
drusas, crecimientos paralelos, concentraciones nodulares, etc.
Pórfidos cupríferos
Los pórfidos cupríferos son yacimientos de gran tonelaje (106-109 t) y bajas
leyes de cobre (0.2-c.2%Cu). Aparte del cobre estos yacimientos pueden
presentar cantidades variables de molibdeno y/o metales preciosos (Au+Ag),
susceptibles de ser recuperados económicamente. Se asocian a rocas
intrusivas generalmente félsicas de composición granodiorítica, aunque los
pórfidos del Pacífico oriental (desarrollados en arcos de islas) suelen asociarse
a facies intermedias (intrusivos dioríticos). Presentan un modelo zonal (figura 1)
de alteración hidrotermal con un núcleo de alteración potásica (feldespato K,
biotita, que grada hacia fuera hacia una alteración fílica (= cuarzo-sericítica). En
su zona periférica encontramos facies argílicas (intermedia o avanzada)
y propilítica (con clorita, epidota, calcita). La secuencia de alteración (figura 2)
es la siguiente: 1) formación de las zonas de alteración potásica y propilítica; 2)
desarrollo de la alteración fílica (hacia fuera y arriba); y 3) formación de facies
de alteración argílica en la parte superior del sistema. Esta última puede ser
avanzada, implicando la presencia de minerales tales como caolinita y alunita.
Se reconoce un solape temporal y espacial en esta secuencia. De 1 a 3 la
participación de aguas meteóricas en el sistema hidrotermal es cada vez más
importante. De hecho, la parte superior del sistema hidrotermal entra de lleno
en el campo epitermal (alteración argílica avanzada), y en la misma pueden
formarse mineralizaciones auríferas, en un ambiente más superficial (desde
unos 2 Km. de profundidad hasta la superficie).
Existen grandes provincias metalogénicas de pórfidos cupríferos, entre las que
resaltan las de la cadena andina (Chile - Perú principalmente, destacando el
yacimiento de Chuquicamata) y la del SO de los Estados Unidos. Dado que los
pórfidos son de emplazamiento somero (epizona), es raro encontrar
yacimientos más antiguos que mesozoicos, y de hecho, la mayoría de estos
yacimientos son de edad cenozoica. La razón es simple y radica en la
efectividad de los procesos erosivos, que habrían desmantelado los de mayor
antigüedad.
METAMORFISMO Y YACIMIENTOS MINERALES
El metamorfismo es un proceso de transformación de rocas o yacimientos
minerales preexistentes, que ocurre en relación con el aumento de presión y/o
temperatura que tiene lugar en determinados puntos de la corteza terrestre.
Como consecuencia, se forman rocas nuevas (las rocas metamórficas), con
texturas, estructuras y composiciones mineralógicas diferentes a la de la roca
original. Desde el punto de vista de la formación de yacimientos, el
metamorfismo no presenta excesivo interés, si bien es cierto que da origen a
algunos minerales y rocas de cierto interés minero, y modifica la textura y
mineralogía de mineralizaciones preexistenes.
Rocas metamórficas de interés minero
Como consecuencia de los procesos de metamorfismo regional se originan dos
tipos de rocas que se explotan en canteras: los mármoles y las serpentinitas.
Menor interés presentan otras rocas como los neises.
El mármol es la roca metamórfica con mayor interés minero. Se forma como
consecuencia del metamorfismo de calizas, bajo condiciones de metamorfismo
tanto regional como de contacto, que inducen la recristalización de la calcita a
alta temperatura. Este proceso transforma las variadas texturas originales de
las calizas en texturas granoblásticas de tamaño de grano muy variable, que
puede llegar a ser de varios milímetros, lo que se traduce en una mayor
resistencia mecánica y homogeneidad de la roca.
Conviene resaltar el hecho de que el término geológico de mármol no es
equivalente al empleado en la industria, que suele incluir las calizas marmóreas
en sentido amplio, es decir, calizas compactas, que suelen presentar una
mayor heterogeneidad texturas y estructural, y peores características de
comportamiento mecánico y físico químico que los mármoles auténticos.
El mármol está compuesto mayoritariamente por calcita granoblástica, pero
pueden contener además otros minerales, tales como micas (mármoles
cipolínicos), dolomita, brucita, vesubianita, wollastonita, diópsido, tremolita,
grafito, pirita.
Un hecho a resaltar en el estudio de los mármoles es que su homogeneidad
puede no ser completa: además de los mármoles homogéneos, blancos o
grises tipo Macael, existen otros que presentan heterogeneidades, más o
menos desarrolladas, que van desde bandeados o foliaciones tectónicas,
marcadas por lo general por acumulación de minerales oscuros, y que son
típicas de mármoles formados por metamorfismo regional, a formas o cambios
de coloración más o menos irregulares, difusas, que pueden ser producto de
inhomogeneidad de la roca caliza original. Esto permite una clasificación
industrial de estas rocas según su tonalidad, en monocromos (o sencillos),
cuando presentan una sola tonalidad, y polícromos (o compuestos), caso de
presentar varios colores. La mayor parte de los mármoles monocromos se
presentan en tonalidades blancas, amarillentas, verdosas, o negras, mientras
que los polícromos se denominan según su tonalidad dominante. Los mármoles
polícromos o compuestos presentan inclusiones de otros minerales,
generalmente micas, cuarzo y serpentinas, en agregados o vetas que adoptan
morfologías diversas y les confieren diversas tonalidades. Basándose en su
estructura, se clasifican en veteados, caso de presentar colores listados;
arborescentes, si las bandas de colores se ramifican; y brechiformes, en el
caso que estén constituidos por fragmentos angulosos. Un caso particular de
los mármoles brechiformes lo constituyen los brocateles, cuyos fragmentos
presentan tonalidades distintas.
Un carácter a controlar para definir la explotabilidad de una masa marmórea es
su fracturación. Al ser rocas afectadas por procesos tectónicos, a menudo
están muy fracturadas, lo que dificulta su extracción en bloques comerciales, y
favorece el desarrollo de fenómenos kársticos, que igualmente dificultan la
explotación.
También la presencia de minerales oxidables es un carácter geológico de
interés minero, pues éstos pueden producir importantes problemas estéticos en
el material instalado.
Las aplicaciones concretas del mármol son en general conocidas: chapado de
exteriores e interiores, elementos arquitectónicos auxiliares (p.ej., escalinatas),
complementos decorativos (estatuas), arte funerario. Hay que recordar que el
granito está reemplazando en muchas de estas aplicaciones al mármol, por su
mayor resistencia y durabilidad, sobre todo en exteriores y suelos.
Explotaciones importantes de mármoles a nivel mundial se localizan en Italia
(zona de Carrara, prácticamente agotada) y en España (zona de Macael,
Almería).
La serpentinita es otra roca metamórfica de interés ornamental, de color
verde, y con tonalidades variadas, claras y oscuras, que se forma por el
metamorfismo regional de rocas magmáticas ultramáficas (peridotitas).
Desde el punto de vista mineralógico, está constituida muy mayoritariamente
por minerales del grupo de la serpentina (antigorita), que suelen estar
acompañados por otros filosilicatos afines, como el talco, por minerales opacos,
como magnetita o cromita, y por carbonatos ricos en Mg (magnesita-dolomita).
Sus caracteres estructurales y texturales pueden ser muy variados, mostrando
formas más o menos irregulares, que en unos casos ofrecen caracteres
estéticos positivos, mientras que en otros impiden totalmente la explotación
minera. En especial, la fracturación es el principal factor negativo para este tipo
de aprovechamiento.
La serpentinita, por sus caracteres mecánicos (sobre todo, por su baja dureza)
se agrupa con los mármoles ("mármol verde"). Sus aplicaciones son similares:
revestimientos, elementos auxiliares (columnas, zócalos), etc.
En España existen importantes macizos serpentiníticos, agrupados en tres
áreas: los macizos máficos-ultramáficos gallegos, la Serranía de Ronda
(Málaga) y las pequeñas masas existentes entre los materiales metamórficos
de Sierra Nevada (Granada-Almería).
Los neises son rocas que pueden formarse por distintos mecanismos, que se
pueden agrupar en dos: el metamorfismo de alto grado de rocas pelíticas, que
da origen a los denominados paraneises, y la deformación tectónica (por lo
general acompañada de metamorfismo) de rocas graníticas, que origina los
denominados ortoneises. Estos últimos son los que presentan mayores
posibilidades industriales, por ser rocas compactas y competentes,
susceptibles incluso de pulimento.
Están formados mayoritariamente, al igual que los granitos, por cuarzo,
feldespato potásico, plagioclasa, mica (biotita a menudo acompañada de
moscovita), como minerales mayoritarios más comunes, que pueden estar
acompañados de muchos otros (granate, anfíbol, cordierierita), y de los
accesorios comunes en este tipo de rocas (apatito, esfena, circón, pirita).
Sus texturas y estructuras están dominadas por la presencia de una foliación o
bandeado, marcado por reorientación mecánica y/o recristalización de
minerales laminares (micas), por la granulación del cuarzo, y por la rotación de
los granos de feldespato, que suelen dar origen, por su mayor resistencia al
aplastamiento, a formas ocelares (augen). El resultado es el bandeado neísico
típico, con alternancias claro-oscuras y nódulos claros, de feldespato.
Los neises se agrupan con los granitos en cuanto a su explotación minera y
aplicaciones industriales. Como carácter específico, hay que señalar que el
hecho de que sea una roca bandeada afecta a su instalación en obra y a su
aprovechamiento, que estarán condicionados por este factor.
Minerales industriales de origen metamórfico
El metamorfismo origina otras muchas rocas, aparte de las descritas, en
general sin aplicación industrial directa. Sin embargo, en algunos casos estas
rocas pueden contener concentraciones de minerales de interés económico,
susceptibles de extracción minera y concentración. Algunos de los más
significativos son: granate, corindón, grafito, asbestos, nesosilicatos de
aluminio (andalucita- sillimanita- distena).
El granate se forma en muchas rocas metamórficas de origen pelítico
(esquistos en sentido amplio, neises), aunque también aparece en algunas
rocas ígneas, y, debido a su escasa alterabilidad, suele concentrarse en
sedimentos aluvionares. En las rocas metamórficas solo llega a ser
aprovechable cuando es muy abundante, o cuando la roca está afectada por un
proceso de alteración que haya destruido al resto de minerales.
Un factor importante que afecta a su explotabilidad es el contraste de densidad
entre el granate y el resto de minerales que componen la roca, que suele
permitir una separación mineralúrgica de bajo coste.
Las aplicaciones del granate están relacionadas con sus propiedades de:
dureza y densidad relativamente altas, resistencia química, y no toxicidad, que
permiten que tenga cinco campos principales de aplicación: abrasivo para
eliminación de óxidos sobre superficies metálicas (decapar), revestimientos
abrasivos, filtrado de aguas, corte por chorro de agua, y pulido.
En España se explota en Níjar (Almería), pero no en rocas metamórficas, sino
a partir de una roca volcánica excepcionalmente rica en este mineral, y
fuertemente alterada, lo que permite la liberación natural del mineral. A nivel
mundial, el mayor productor es EE.UU, a gran distancia de otros como
Australia, India y China.
El corindón se forma fundamentalmente como consecuencia de metamorfismo
de contacto a partir de rocas arcillosas alumínicas, junto con otros minerales
típicos de este ambiente (sillimanita, piroxeno). También se forma en otros
tipos de ambientes, sobre todo en pegmatitas, de donde proceden los cristales
de calidad gema (rubí, rojo, y zafiro, azul). El esmeril, por su parte, es un
agregado microcristalino de corindón con otros minerales, como hematites,
magnetita, cuarzo y/o espinela.
El corindón se emplea fundamentalmente como abrasivo para pulido, en todo
tipo de procesos industriales. Esto se debe no solo a su gran dureza (9 en la
escala de Mohs, el segundo mineral más duro tras el diamante), sino también a
su elevado punto de fusión (1.950ºC), y a la forma de sus granos, controlada
por la partición perfecta que suelen presentar, y que favorece esta aplicación.
También se emplea en la fabricación de ladrillos refractarios.
Por su parte, el esmeril es un abrasivo de menor calidad, que se utiliza
fundamentalmente como aditivo en revestimientos, como antideslizante.
Zimbabwe y la República de Sudáfrica son los principales productores a nivel
mundial de corindón, mientras que Turquía y Grecia lo son de esmeril. En
España no existen explotaciones mineras de ninguno de los dos. Por su parte,
las variedades gema se obtienen de yacimientos fundamentalmente de tipo
pegmatítico, o concentrado en aluviones, de Sri Lanka, Birmania, Tailandia,
entre otros.
El grafito es el producto de la recristalización metamórfica de la materia
orgánica contenida en las rocas afectadas por metamorfismo regional o de
contacto. Cuando este proceso se produce sobre capas de carbón, o sobre
rocas que contienen hidrocarburos líquidos (petróleo) se producen yacimientos
de interés económico de este mineral, que también pueden tener su origen en
otros procesos: grafito magmático, pegmatítico, hidrotermal.
Sus aplicaciones más conocidas en la actualidad son las relacionadas con la
fabricación de objetos y elementos ligeros pero de alta resistencia, como
material deportivo (esquís, raquetas), o piezas de automoción (barras
protectoras). También, como elemento moderador en reactores nucleares,
como aditivo lubricante, o en la fabricación de carbono activado, entre otros
usos.
Los principales países productores de grafito son China, Corea del Sur e India.
En España se explota o se ha explotado hasta fecha reciente en Gadamur y
Puente del Arzobispo (Toledo).
La denominación de asbesto se refiere a un grupo de minerales caracterizados
por presentar una estructura fibrosa, y que corresponden al grupo de los
anfíboles, o de la serpentina. En concreto, se trata de seis variedades
mineralógicas: crisotilo (variedad de serpentina), crocidolita (variedad del
anfíbol riebeckita), amosita (variedad del anfíbol grunerita), y los asbestos de
los anfíboles antofilita, tremolita y actinolita, que no tienen nombres específicos.
De esta forma, cada uno de estos "asbestos" presenta en el detalles
propiedades diferentes, lo que condiciona sus aplicaciones concretas,
relacionadas fundamentalmente con el origen etimológico de la palabra
asbesto, que proviene del griego y significa "incombustible": se emplean como
aislantes térmicos, si bien la toxicidad de algunos de ellos (fundamentalmente
de la crocidolita) ha hecho decaer de forma muy severa estas aplicaciones.
También se emplean como aditivo en cementos (fibrocementos), entre los
cuales el más conocido es la uralita.
Su origen está en relación con el metamorfismo regional de rocas básicas o
ultrabásicas. En concreto, los asbestos suelen formarse como relleno de venas
durante estos procesos, de forma que las fibras de asbesto crecen
perpendicularmente a las paredes la fractura, con lo cual la longitud de las
fibras, que es un factor económico muy importante, está condicionado por el
espesor de estas venas.
Los principales países productores de asbestos son Rusia, Canadá, Brasil y
Zimbawue. Como ya se ha indicado, su consumo a nivel mundial ha
descendido debido a las consideraciones sobre sus efectos sobre la salud.