Depsitos autoctonos BIF

Depósitos sedimentarios autóctonos
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PROCESOS SEDIMENTARIOS: DEPOSITOS AUTOCTONOS
Las rocas sedimentarias formadas por precipitación química de ciertos compuestos pueden
tener interés económico directo como minerales industriales (Ej. la precipitación de
carbonatos de calcio o magnesio origina calizas y dolomitas que se usan para cemento y
materiales refractarios respectivamente): Sin embargo, para los efectos de este curso es
más relevante la formación de depósitos metálicos por precipitación química tales como las
formaciones de hierro bandeado (BIF: “banded iron formations”) del Precámbrico
(2.000 Ma), los depósitos de hierro oolítico fanerozoicos y los depósitos sedimentarios de
manganeso. Asimismo existen depósitos de metales base en rocas sedimentarias (Ej. la
pizarra cuprífera del Küpferschiefer del Norte de Europa), aunque respecto a esta última
existe controversia si el origen de la mineralización en ella es sedimentario o diagenético.
FORMACIONES DE HIERRO BANDEADO (BIF): Estas constituyen los depósitos
metálicos más grandes de la tierra y constituyen las rocas fuentes del 95% de los recursos
de hierro del planeta; son rocas sedimentarias metalíferas silíceas bandeadas (bandas ricas
en Fe alternadas con bandas silíceas de chert) que constituyen enormes depósitos
singenéticos por precipitación química y se presentan en secuencias estratigráficas del
Precámbrico que alcanzan hasta cientos de metros de potencia y cientos a miles de metros
de extensión lateral. Una buena parte de estas formaciones ferríferas son utilizables
directamente como mena de hierro de baja ley y otras han sido productoras de depósitos
de alta ley de Fe (particularmente cuando procesos supergenos han enriquecido el
contenido de Fe del mineral por lixiviación de la sílice). Las menas de baja ley se
benefician mediante molienda fina y separación magnética y/o gravitacional para
concentrar magnetita y hematita, en forma de pellets con 62 – 65% Fe.
Estos depósitos estratiformes de Fe se conocen generalmente como BIF sigla en inglés de
formaciones de hierro bandeado (“Banded Iron Formations”), pero las rocas ferríferas
bandeadas con jaspe o chert ferruginoso reciben el nombre de Taconitas en Norteamérica,
Jaspilitas en Australia e Itabiritas en Brasil.
Las reservas de hierro en formaciones de hierro bandeado son enormes y estas se
depositaron en el período comprendido principalmente entre los 2.500 y 1.900 Ma. El
hierro depositado en ese período y todavía preservado es de 1014 t y posiblemente de 1015 t.
En menor medida también se depositó Fe en el Proterozoico Medio a Superior (1.600 – 570
Ma). El consumo mundial de Fe actualmente alcanza a 109 t/año, por lo que las reservas de
Fe en los BIF son realmente enormes. La región del Lago Superior al norte y centro de los
Estados Unidos y sur de Canadá es la más productiva de mineral de hierro en el mundo a
partir de formaciones de hierro bandeado; en América del Sur Brasil es el mayor productor
de hierro seguido de Venezuela a partir del mismo tipo de depósitos sediementarios.
Las formaciones de hierro bandeado se caracterizan por una laminación fina. Las capas son
generalmente de 0,5 a 3 cm de potencia y, a su vez, están laminadas a escala milimétrica a
fracciones de milímetro. Las bandas consisten en capas de sílice (chert o sílice cristalina)
alternando con capas de minerales de Fe. La más simple y común es la alternancia de chert
y hematita. Sin embargo, el Fe se presenta en magnetita, hematita, limonita, siderita,
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clorita, greenalita, minnesotaíta, especularita, estilpnomelano, grunerita, fayalita y pirita.
Esta laminación fina de óxidos de Fe y de sílice se interpreta como una precipitación cíclica
que pudo estar relacionada a variaciones estacionales (invierno – verano), las que
influyeron ya sea en las condiciones fisico-químicas de los mares de la época o bien en
variación de condiciones favorables para el desarrollo de bacterias u otros organismos que
pudieron contribuir a la precipitación del hierro.
Existe consenso que el hierro de los BIF fue precipitado químicamente o con participación
biogénica en forma subacuática (sedimento químico). En el BIF de Gunflint de Ontario,
Canadá se han identificado algas azules-verdes y hongos fósiles, algunos de los cuales se
parecen a bacterias que actualmente pueden crecer y precipitar hidróxido férrico en
condiciones reductoras, sugiriendo la participación de organismos en la precipitación del
Fe, pero no existe consenso al respecto.
Por otra parte, tampoco existe consenso respecto al origen del Fe de los BIF: una escuela de
pensamiento considera que proviene de la erosión de masas terrestres (meteorización de
minerales ferromagnesianos), mientras que otra plantea que provendría de actividad
exhalativa volcánica (actividad hidrotermal subacuática relacionada a volcanismo). Lo que
parece claro es que las condiciones ambientales de la tierra (a nivel planetario) en el
Precámbrico eran distintas a las actuales, existían océanos más someros, mayor actividad
volcánica y la atmósfera terrestre era rica en CO2, pero deficiente en oxígeno, por lo que se
supone que en los mares y lagos de esa remota época existía un ambiente esencialmente
reductor y se ha sugerido que el pH del mar era algo más bajo que el actual.
Las formaciones de hierro bandeado presentan facies de óxidos, carbonatos, sulfuros y
silicatos las cuales gradan entre sí y se han interpretado como resultado de precipitación de
los minerales en distintas secciones de cuencas marinas someras precámbricas gracias a la
disponibilidad de iones en las aguas (Fig. 1). Las facies de óxidos son las relevantes como
mena de hierro. La depositación de cada facies estuvo controlada por condiciones de Eh y
pH del medio dentro de las cuencas de sedimentación, especialmente por el potencial de
oxidación – reducción relacionado al contenido de oxígeno del agua. Valores relativamente
bajos de Eh y pH favorecen la precipitación de pirita, mientras que valores altos favorecen
la precipitación de óxidos; los carbonatos y silicatos precipitaron en condiciones de Eh y
pH intermedias.
Fig. 1. Zonación de facies en formaciones de hierro bandeado producto de depositación en
una cuenca ideal en la cual precipitan compuestos de hierro
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Facies de óxidos: son las más importantes, puesto que constituyen la mena de hierro
explotable, y pueden subdividirse en subfacies de hematita y de magnetita, entre las
cuales existe una completa gradación. La hematita en los BIF menos alterados se presenta
en forma de especularita gris a gris azulada. Existen comúnmente texturas oolíticas
sugiriendo depositación en aguas someras, pero en otros casos la hematita es granular sin
estructura. El “chert” varia desde material criptocristalino de grano fino a granos de
cuarzo entrecrecidos (producto de recristalización de sílice amorfa). En las subfacies
menos comunes de magnetita, se presentan capas de magnetita alternando con capas de
silicatos o carbonatos de Fe y capas silíceas. Las facies de óxidos tienen entre 30-35% Fe y
esas rocas son explotables con concentración magnética o gravitacional de los minerales de
hierro.
Facies de carbonatos: Estas consisten en la alternancia de chert y siderita (carbonato de
Fe) en proporciones iguales. Puede gradar a través de rocas con magnetita – siderita –
cuarzo a las facies de óxidos y por la adición de pirita a facies de sulfuros. La siderita
parece haberse acumulado como barro fino debajo del nivel de la acción de oleaje y no
presenta texturas oolíticas o granulares.
Facies de silicatos: Los silicatos de hierro generalmente se asocian con magnetita, siderita
y chert, los cuales forman capas alternadas. Las facies de carbonatos y silicatos de los BIF
típicamente tienen 25-30% Fe, lo cual es bajo para ser de interés económico y presenta
problemas en su beneficio.
Facies de sulfuros: Estas consisten en arcillolitas carbonosas con pirita caracterizadas por
estar finamente laminadas con contenido de materia orgánica y carbón de hasta 7-8%. El
sulfuro principal es pirita muy fina.
Existen dos tipos principales de formaciones de hierro bandeado (BIF)
BIF Tipo Algoma: Este tipo es característico de fajas de rocas verdes del Arcaico
(esquistos verdes) y en menor medida del Proterozoico. Muestran una asociación volcánica
con grauvacas que sugiere un ambiente de cuenca extensional (rift). Presentan las facies de
óxido, carbonato y sulfuros; los silicatos de Fe se presentan en las facies de carbonatos. Su
potencia es desde pocos centímetros a cientos de metros y es raro que sean continuas más
allá de unos pocos kilómetros de corrida. La asociación con volcanitas ha hecho que se
favorezca un origen volcanogénico exhalativo para este tipo de formaciones de hierro
bandeado.
BIF Tipo Superior: Estas son rocas finamente bandeadas en su mayor parte
correspondientes a las facies de óxidos, carbonatos y silicatos. Usualmente están libres de
material clástico. Una característica prominente de estos BIF es un bandeamiento rítmico
de capas ricas en Fe y capas silíceas pobres en Fe, las cuales normalmente varían en
espesor desde un centímetro a un metro aproximadamente. Este bandeamiento es distintivo
y permite la correlación de BIF por distancias considerables (Ej. en Australia occidental el
Hamersley Brockman BIF puede correlacionarse sobre 50.000 km2).
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Los BIF tipo Superior están asociados a cuarcitas, y lutitas carbonosas, así como con
secuencias de conglomerados, dolomitas, chert masivo y arcillolitas. Las rocas volcánicas
no siempre están asociadas con este tipo de BIF, pero frecuentemente pueden estar
presentes en la columna estratigráfica. Los BIF tipo Superior pueden extenderse
lateralmente por cientos de kilómetros y variar su espesor desde decenas de metros a
centenas de metros. Las secuencias en las que se presentan estos BIF se presentan en
general discordantes sobre un basamento con alto grado metamórfico y los BIF, por lo
general, están presentes en la porción inferior de la secuencia.
Las estructuras sedimentarias de los BIF tipo Superior indican que ellos se formaron en
aguas someras en plataformas continentales, en cuencas evaporíticas cerradas por
barras, zonas costeras planas o en cuencas intracratónicas.
En Chile existen depósitos de hierro bandeado en la Cordillera de la Costa a 150 km al sur
de Concepción en las inmediaciones del lago Lleu-Lleu (depósitos de Relún o Lleu-Lleu),
los que forman parte de una serie de esquistos micáceos. Los afloramientos conocidos se
distribuyen en un área de 20 km de longitud en sentido NE y 10 km de ancho y el nivel
ferrífero tiene 20 m de espesor, está intercalado con esquistos micáceos y constituido por
varias capas, algunas más ricas en sílice y otras en hierro. Estos depósitos se han
considerado afines a los BIF (Ruiz et al., 1965) y el mineral que los forma tiene laminación
y está constituido casi exclusivamente por cuarzo granular y magnetita fina, con una
martitización poco importante, correspondiendo a facies de óxidos. Los niveles con óxido
de Fe contienen entre 23 y 41% Fe y 32 a 57% SiO2, y no existen cuerpos con
enriquecimiento hematíticos de alta ley. Cabe señalar que los esquistos que contienen la
mineralización de hierro de Lleu-Lleu presentan edades radiométricas correspondientes al
Carbonífero, las que corresponderían a la edad del metamorfismo. La edad del protolito es
incierta y plantea interrogantes respecto a la filiación de los depósitos de Fe bandeado y/o
la interpretación de los datos geocronológicos.
Aparte de los depósitos de Relún se conoce la existencia de rocas ferríferas similares en
Nueva Imperial (60 km al W de Temuco y 60 km al sur de Relún), pero ninguno de estos
depósitos ha sido explotado en Chile.
DEPOSITOS DE HIERRO OOLITICO
Los depósitos sedimentarios de hierro fanerozoicos (del Cámbrico en adelante) no son
bandeados, sino que corresponden a niveles masivos de rocas oolíticas1 con óxidos,
silicatos y carbonatos de Fe y cemento de siderita (carbonato de Fe). La importancia
económica de estos depósitos sedimentarios de Fe actualmente es menor debido a sus bajas
leyes y difícil beneficio, dado que las menas incluyen silicatos; en Inglaterra la minería de
este tipo de depósitos fue muy importante en el pasado, pero actualmente no se explotan.
Existen dos tipo de depósitos de hierro oolítico, los Tipo Clinton presentes en secuencias
sedimentarias marinas someras de EEUU y constituidos por niveles masivos de roca
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Oolítica se refiere a una roca sedimentaria constituida por un agregado de oolitos, los que son pequeños
cuerpos esféricos formados por acreción, parecidos a huevos de pescado, con un diámetro de 0,5 a 2 mm.
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oolítica con hematita – chamosita – siderita y los Tipo Minette, más comunes sobre todo en
Europa y que están formados por rocas oolíticas con limonita, siderita y chamosita.
Tipo Clinton: Uno de los depósitos más grandes de mena de Fe oolítica se encuentra en la
Formación Clinton, la cual aflora esporádicamente en el estado de Nueva York hasta
Alabama en el sur donde los niveles ferríferos alcanzan su mayor espesor del orden de 6 m;
esta es una secuencia de edad Silúrica constituida por arenisca impregnada en hierro,
pizarra y hematita oolítica finamente estratificadas. Localmente las capas son calcáreas y
gradan a calizas impuras; tienen abundantes fósiles y estructuras sedimentarias tales como
estratificación cruzada, grietas de barro, trazas de animales, y oolitas indicativos de un
ambiente marino somero. El hierro fue llevado a cuencas sedimentarias poco profundas y
lentamente oxidado y precipitado al mismo tiempo que se acumulaban otros sedimentos.
Experimentalmente se ha demostrado que el agua aireada de ríos con pH 7 o más bajo son
capaces de llevar importantes cantidades de Fe ferroso en solución (Fe2+), si dicha solución
entre en contacto un medio marino donde el carbonato de Ca sólido está en equilibrio con
agua de mar, el hierro será precipitado como óxido férrico, tanto en el agua, como
reemplazo del carbonato de Ca; consecuentemente esta es la explicación más aceptada para
el origen de los depósitos oolíticos de Fe.
El contenido de Fe de los depósitos oolíticos tipo Clinton es de 32-45% Fe, con 5-20%
CaO, 2-25% SiO2, 2-5% Al2O3, 1-3% MgO, 0,25-1,5% P y 0,5% S. Su contenido de
Al2O3 y P es notablemente más alto que en los BIF y los depósitos oolíticos no se asocian
a capas de chert, toda la sílice se presenta en silicatos de Fe. El volumen de estos depósitos
oolíticos fanerozoicos es notablemente más pequeño en comparación a los enormes
depósitos de hierro bandeado del precámbrico.
En Newfoundland en la costa oriental de Canadá existe el depósito de Wabana que está
constituido por niveles ferríferos con potencia variable desde pocos centímetros hasta 9 m
ubicados en lo 120 m superiores de una secuencia de areniscas y pizarras marinas someras
del Ordovícico. Solo los niveles más potentes han tenido importancia económica e
incluyen oolitas de chamosita y siderita en capas concéntricas dentro de una matriz de
siderita. Las capas ferríferas se presentan en un área de 130 km2, pero las operaciones
mineras se han verificado en una distancia de 4 km, en una décima parte de la extensión de
los depósitos. La mena tiene un promedio de 51,5% Fe, 11,8% SiO2, 0,9% P.
Tipo Minnette: Estos son los depósitos de hierro oolítico más comunes y están
ampliamente distribuidos en rocas mesozoicas de Europa, siendo los más importantes los
de Alsacia y Lorena y de Luxemburgo, los que se encuentran en pizarras, areniscas y
mármoles del Jurásico Medio. Las menas tienen del orden de 30-35% Fe en una ganga de
carbonato de Ca y sílice. Estas menas proporcionan el total de hierro usado en la industria
del hierro y acero de Europa occidental. Los oolitos están constituidos principalmente por
limonita, aunque incluyen siderita, chamosita y hematita. El alto contenido de carbonato de
Ca (5-20%) los diferencia de los BIF y su presencia es favorable ya que se requiere como
fundente; muchas de estas menas son auto-fundentes. Los contenidos medios de este tipo
de depósitos son de 31-37% Fe, 6-16% SiO2, 5-19% CaO, 4-7% Al2O3, 1,3-2,3% MgO,
0,02-0,03% Mn, 0,08-1,18% P y 0,08-0,23% S.
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Existen depósitos de hierro oolítico del tipo Minnette en el NW de Argentina y SW de
Bolivia en rocas sedimentarias marinas someras del Silúrico Inferior; minas 9 de Octubre y
Puesto Viejo con 826 Mt de mena ferrífera.
A diferencia de las Formaciones de Hierro Bandeado (BIF), los depósitos oolíticos tipo
Clinton o Minnette no muestran separación de facies de óxidos, carbonatos y silicatos, sino
que los minerales están íntimamente mezclados, frecuentemente en una misma oolita.
YACIMIENTOS SEDIMENTARIOS DE MANGANESO
La depositación de manganeso se produce en sedimentos marinos poco profundos (50-300
m), principalmente carbonatos, arcillas y areniscas glauconíticas, comunmente con capas de
conchas (coquinas), en secuencias transgresivas asociadas a cuencas anóxicas en áreas
cratónicas estables o márgenes de cratones.
Los depósitos sedimentarios de Mn y sus equivalentes metamórficos producen la mayor
parte del Mn en el mundo. La otra fuente son los depósitos residuales de Mn.
La producción mundial de Mn en 1994 fue de 22,1 Mt y los productores principales fueros:
China (7,0 Mt), Ucrania (2,98 Mt), Sudáfrica (2,87 Mt), Brasil (2,5 Mt), Australia (1,99
Mt), India (1,60 Mt) y Gabón (1,44 Mt).
La producción de manganeso chilena es modesta alcanzando a 63.670 toneladas en 1997 y
proviene de la explotación de yacimientos del Cretácico Inferior de la IV Región por la
empresa Manganesos Atacama, que es una subsidiaria de la Compañía Minera del Pacífico.
Los depósitos chileno de Mn se presentan en la parte sur de la III Región y en la IV Región:
Distritos de Carrizal y Las Timbles en la III región y los distritos Arqueros, Lambert,
Romero, La Liga, Arrayán, Corral Quemado y Fragua en la IV Región.
La existencia de estos depósitos dentro de rocas estratificadas del Cretácico Inferior se ha
denominado como la “cuenca del manganeso” (Biese, 1956) y existen tres niveles
manganesíferos en las formaciones Arqueros y Quebrada Marquesa del Cretácico Inferior
(Neocomiano a Albiano). Estas Formaciones incluyen calizas marinas que alternan con
potentes secciones de rocas volcánicas y volcanocásticas.
Los mantos con Mn tienen una potencia media de 1 m y están constituidos por bandas de
1–10 cm de braunita (Mn2+Mn3+6SiO12) y psilomelano ((K,H2O)2Mn5O10) separadas por
areniscas volcánicas.
También en la Cordillera de la Costa de la región de Loncoche (Cautín) y Valdivia existen
niveles de 0,25 a 2,0 m de potencia de cuarcita con pirolusita (MnO2) y rodonita
((Mn2+,Fe2+,Mg,Ca)SiO3), la que es concordante dentro de esquistos micáceos paleozoicos.
Estos depósitos de manganeso carecen de importancia económica y se supone que
sedimentaron junto con la secuencia clástica que fue metamorfizada.
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El manganeso tiene amplias aplicaciones industriales en: alimentos, fertilizantes,
fungicidas, fundentes, fragancias, sabores, fundiciones, ferritas, tubos fluorescentes,
químicos, lixiviación y aleaciones con hierro (acero con manganeso). Es un oxidante,
desoxidante, colorante, blanquedor, insecticida, bactericida, alguicida, lubricante, nutriente,
catalizador, secador, secuestrador, etc. Para cada uso particular el mangnaneso debe ser de
un tipo particular y algunos proveedores se han especializado en proveer menas especiales.
Un uso importante del Mn es en las pilas comunes de Zn-carbón, en las cuales el relleno es
de óxido de Mn, el cual actua como oxidante o despolarizador; para este uso se requiere
>80% MnO2, <0,005% metales y nada de nitratos.
La geoquímica del Mn es similar a la del Fe y los dos elementos deberían moverse y
precipitar juntos en el ambiento exógeno. Esto efectivamente ocurre en algunos de los
depósitos precámbricos. Por ejemplo en el distrito Cuyuna en el sector del Lago Superior
(USA) el Mn alcanza hasta 20% de las menas de hierro bandeado. Sin embargo, en otras
áreas existe una separación completa del Fe y Mn existiendo menas sedimentarias de Fe sin
Mn y menas de Mn solo con trazas de Fe. Esto ha sido un rompecabezas para los geólogos,
pero aparentemente la separación de los metales parece depender del pH de las aguas.
Aguas ácidas (bajo pH) retienen el Mn disuelto más tiempo que al Fe y las alcalinas (alto
pH) o menos ácidas precipitan los óxidos de Fe y Mn juntos.
La solubilidad del Fe y Mn es función de su estado de oxidación; en estado reducido ambos
son muy solubles, pero cada uno forma óxido muy insoluble.
Los compuestos de Fe en la naturaleza son menos solubles que los de Mn y el ion ferroso
es oxidado más fácilmente que el ion manganoso. Por consiguiente, el Fe va a precipitar
primero que el Mn y en ambiente exógeno el Mn se dispersará más rápido que el Fe en
procesos de meteorización o de alteración. La oxidación y solubilidad diferencial del Mn y
Fe parece ser la explicación más lógica, pero el problema de la separación de sedimentos de
Fe y de Mn no ha sido resuelto.
En la formación de depósitos sedimentarios la anoxia en cuencas sedimentarias jugaría un
rol fundamental. Los depósitos mayores de Mn se formarían en los bordes de cuencas
intracratónicas marinas someras en las que las aguas estancadas carecen de oxígeno. La
ausencia de oxígeno conduciría al aumento de Mn disuelto en las aguas más profundas de
la cuenca (en estado reducido; ion manganoso) en cuyo fondo se depositan lutitas negras y
siguiendo una transgresión marina precipitaría el Mn en la zona poco profunda y oxidante
de la plataforma marina. Consecuentemente los depósitos de Mn sedimentarios se
consideran una facies lateral de lutitas negras formadas en cuencas anóxicas. Cabe
destacar, que en el caso de la “cuenca del manganeso” de la IV Región de Chile los niveles
con manganeso corresponden justamente a secuencias transgresivas.
El origen del Mn disuelto en las cuencas es menos claro: podría ser lixiviado de las rocas
por los procesos de meteorización (descomposición de minerales ferromagnesianos),
transportado por corrientes de aguas a cuencas cerradas y protegidas próximas y
precipitado por oxidación en las porciones costeras de la cuenca. Sin embargo, el Mn
también puede haberse originado en emanaciones volcánicas subacuáticas, ya sea de
materiales piroclásticos que se descomponen en los fondos marinos o por actividad
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hidrotermal relacionada al volcanismo submarino. Sea cual fuere el origen del Mn este se
disolverá en el ambiente reductor de cuencas anóxicas y se depositará en condiciones
oxidantes costeras, particularmente durante una ingresión.
Los minerales más comunes en los depósitos son pirolusita (MnO2) y psilomelano
((K,H2O)2Mn5O10); los carbonatos se presentan hacia el inetrior de las cuencas y son
manganocalcita (calcita con Ca y Mn) y rodocrosita (MnCO3).
NODULOS DE MANGANESO
Estas son concentraciones modernas que se presentan en los fondos pelágicos de los
océanos Pacífico, Atlántico e Indico. Son concreciones que contienen Fe, Mn, Cu, Co, Ni,
etc. que se encuentran dispersas en las llanuras oceánicas, dorsales meso-oceánicas actívas
e inactivas, en el borde continental y pisos oceánicos profundos entre 2000 y 6000 m de
profundidad.
Los nódulos de manganeso están presentes principalmente en aquellas áreas donde se
depositan arcillas pelágicas (razón de depositación 7 m/Ma). Raramente se encuentran en
la plataforma continental, en capas de turbiditas abisales o en depósitos biogénicos
calcáreos o silíceos de áreas ecuatoriales y altas latitudes.
Muchas de las arcillas pelágicas son rojas, de grano muy fino y altamente oxidadas; en
algunas áreas están acompañados por sedimentos de radiolarios y diatomeas (caparazones
silíceas de micoorganismos planctónicos); el contenido de carbón es de <1%. En el oceano
Pacífico los nódulos están asociados a sedimentos clásticos terrígenos y rocas volcánicas,
concentrandose los nodulos en los niveles de arcillas rojas y limos de radiolários. La
superficie de distribución de los nódulos en los fondos marinos actuales es de millones de
km2, pero es irregular en el plano horizontal y existen áreas estériles. Los depósitos se
presentan como capas en el piso marino con un espesor medio de 5 m.
Los nódulos en sí son concreciones esferoidales, discoidales a irregulares, con anillos de
crecimiento. También existen costras e impregnaciones. La mayoría de los nódulos tienen
pocos cm de diámetro, alcanzando a 30 cm en áreas donde la velocidad de sedimentación es
mínima. En áreas de sedimentación arcillosa los nódulos son más pequeños variando desde
milimétricos a centimétricos. En peso van desde escasos gramos a centenares de kg; se ha
encontrado uno de 850 kg. Tienen aspecto terroso y algo friable, de color rojizo, marrón o
negro; densidad 2-3 y alta porosidad. Su textura superficial varía de liso, arenoso, botroidal
e irregular. Internamente crecen en capas concéntricas en torno a un núcleo que puede ser
un fragmento volcánico, nódulos antiguos, partículas orgánicas o detríticas y aun dientes de
tiburón. La velocidad de crecimiento de los nódulos de Mn es de pocos mm/Ma; se han
encontrado nódulos de 20 cm de diámetro formados en 10 Ma. Se considera que el nódulo
puede permanecer en el fondo oceánico 5 millones de años en promedio antes de ser
enterrado.
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La composición de los nódulos de manganeso es:
Rango
8-40 %
2,5-26,5 %
0,02-2,5 %
0,2-2,0 %
0,03-1,6 %
0,02-0,35 %
0,03-0,04 %
0,0003 %
Mn
Fe
Co
Ni
Cu
Pb
Zn
Ag
Promedio
20 %
16 %
0,33 %
0,6 %
0,35 %
Mn
Fe
Co
Ni
Cu
Su mineralogía incluye:
Vernadita MnO2 x nH2O; incorpora Co y Ni
Psilomelano nMnO x MnO2 x nH2O
Todorokita (Ca, Na, K. Ba, Mn2+)2 Mn5O12 x nH2O
Birmessita (Ca, Na) (Mn2+, Mn4+)7 O14 x 3H2O; incluye Ni, Cu, Zn
Hidróxidos férricos.
Es un hecho concreto que estas concreciones metalíferas se forman en las porciones de los
océanos donde la sedimentación es mínima, pero la fuente de los metales que precipitan es
materia de controversia, se han planteado las siguientes alternativas:
1. Intemperismo continental, transporte por los ríos al mar.
2. Lixiviación de la corteza oceánica recién formada en las dorsales meso–oceánicas por
los sistemas hidrotermales marinos, sobre todo de rocas máficas.
3. Diagénesis anóxica de los sedimentos hemipelágicos permitiendo liberar el Fe, Mn, etc.
de los fondos oceánicos entre 200 – 800 m donde los valores de oxígeno son muy bajos
transportandolos a delgadas capas oxidadas superficiales.
4. Diagénesis óxica de sedimentos pelágicos enriqueciendose en metales trazas dentro de
los sedimentos oxidados.
5. Extracción biológica de animales muertos en el océano.
6. De las aguas oceánicas.
7. De sistemas hidrotermales volcánicos relacionados a las dorsales meso-oceánicas.
Para el transporte de los metales se ha planteado:
1. Transporte vertical por partículas como masas fecales, plancton o arcillas que atraviesan
en agua marina en forma suspendida.
2. Difusión de metales disueltos en sedimentos casi superficiales del piso marino, donde
las reacciones diagenéticas anóxicas y óxicas incrementan el contenido de metal.
La depositación de coloides y suspensiones de Fe y Mn en el fondo del mar ocurre por:
1. Precipitación química de metales del agua marina, especialmente cerca del fondo
marino donde se presenta el contenido máximo de estos elementos.
2. Por actividad bacteriana en los sedimentos marinos superficiales del piso oceánico y
nódulos.
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3. Por actividad de microfauna epibentonica en los nódulos, especialmente foraminíferos
que contribuyen al crecimiento nodular.
4. Depositación preferencial de metales disueltos en el agua en minerales de Fe-Mn como
todorokita.
Los recursos en los océanos alcanzan a 2,5 x 1012 ton métricas; estos recursos doblan las
reservas mundiales actuales de Fe y Mn. Los recursos de Ni alcanzan a 20.000 millones de
toneladas, los de Co y Cu a 10.000 millones de toneladas métricas con 1,7 % Co y 1,4 %
Cu.
Frecuentemente se ha especulado que el beneficio de los nódulos de manganeso de los
fondos oceánicos podría reemplazar en el futuro la minería de cobre en roca dura en áreas
continentales; sin embargo hasta la actualidad no existe una tecnología que permita
recuperarlos en forma económica de las profundidades oceánicas y la remoción de las
arcillas pelágicas que los contienen enturbiaría los océanos y afectaría el medio ambiente
marino.
YACIMIENTOS DE METALES BASE EN ROCAS SEDIMENTARIAS
Si existen iones metálicos en aguas y condiciones redox para la precipitación, existe la
posibilidad de formar un depósito mineral sedimentario. Esta condiciones pueden darse en
cuencas sedimentarias donde restos de materia orgánica en descomposición o la acción
bacteriana genera un medio reductor excepcional y donde la depositación clástica es
prácticamente nula. Si bien, el mecanismo de precipitación de metales tiene una base
química inobjetable en un medio sedimentario reductor, se plantea el problema de la fuente
de los metales, ya que el agua de mar no los contiene en cantidad suficiente.
El Küpferschiefer del Norte de Europa es probablemente la pizarra o lutita rica en cobre
(pizarra calcárea bituminosa) más conocida. Esta yace cerca de la base de la Formación
Zechstain del Pérmico Medio. El Küpferschiefer tiene solo 60 cm de potencia media, pero
se extiende desde el norte de Inglaterra hacia el este a través de Holanda, Alemania y hasta
Polonia en un área de 600.ooo km2, que parece corresponder a un largo brazo de mar
somero del Pérmico de Europa. No toda el área posee leyes económicas, solo 1% del área
posee leyes >0,3% Cu y 5% de ella tiene >0,3% Zn. Se trata de una secuencia transgresiva
que incluye un conglomerado basal (debajo del nivel cuprífero) y está cubierto por calizas
del Zechstein.
La secuencia tiene una base de capas rojas del Pérmico Inferior (conglomerados y areniscas
rojas; Rotliegendes), seguido de la pizarra del Küpferschiefer y de las calizas del Zechstein
del Pérmico Medio a Superior. El ambiente de sedimentación del Küpferschiefer
correspondería a planicies costeras dentro del nivel de mareas o levemente encima de ellas
y en condiciones de clima árido a semi-árido (sabkha); este ambiente se desarrolló a medida
que el mar Pérmico transgredió las arenas del desierto.
La mineralización se presenta en el nivel Küpferschiefer, pero se extiende dentro de las
calizas superiores y las areniscas rojas del Rotliegendes infrayacentes. El cobre y otros
Depósitos sedimentarios autóctonos 11
metales están diseminados en la matriz de las rocas como sulfuros de grano fino e incluyen
principalmente: bornita, calcosina, calcopirita, galena y esfalerita. Estos minerales
comúnmente reemplazan cemento de calcita pre-existente, fragmentos líticos y granos de
cuarzo, así como a otros sulfuros. En el distrito de Lubin existen venillas de yeso, calcita y
metales base, las cuales incrementan las leyes significativamente y se han interpretado
como fracturamiento hidráulico. Además, existe una zona de enrojecida conocida como
facies Rote Faüle, la que tendría un origen diagenético superimpuesto post-sedimentario y
transgrede los contactos litológicos y el cobre se presenta inmediatamente encima de esta
facies roja y la mineralización de Pb-Zn se presenta encima de la del cobre; esto significa
que en la formación de los depósitos ha jugado un rol la diagénesis de los sedimentos
Pérmicos y, de hecho, la delineación de la facies roja se ha utilizado para localizar nuevos
cuerpos mineralizados.
Las zonas de facies de Rote Faüle son coincidentes con altos subyacentes del basamento y
la zonación mineral mantea hacia fuera de esos altos hacia los centros de las cuencas. Esto
ha hecho que muchos autores asignen un origen diagenético a la mineralización de
lKüpferschiefer, mismos que han destacado las texturas de reemplazo de las menas. Por
otro lado los singenetistas se afirman en las evidencias de terreno y, sobre todo, en la
enorme extensión de los yacimientos estratiformes que se explica mejor por la
sedimentación. Sin embargo, las enormes cantidades de metales base y azufre contenidos
por los estratos plantean interrogantes puesto que estos no son productos sedimentarios
comunes.
El Küpferschiefer se ha explotado en Mansfield, Alemania por aproximadamente 1000
años, pero los depósitos más relevantes se encuentran en Polonia donde el K¨pferschiefer
presenta de 0,4 a 5,5 m de potencia y su contenido de 1,5% Cu. Los depósitos polacos se
distribuyen en un área de 30 x 60 km y se encuentran de 600 a 1500 m de profundidad, con
reservas de 3000 Mt con 1% Cu, lo que hace que Polonia sea el mayor productor de cobre
de Europa.
Muchos autores, sobre todo europeos, han sugerido un origen sedimentario singenético para
los sulfuros metálicos del Küpferschiefer, otros autores prefieren un origen exhalativo
sedimentario similar a los SEDEX, donde el aporte metálico provendría de fuentes termales
derivadas del volcanismo submarino o gradientes térmicas anómalas. Las texturas de
reemplazo y la existencia de zonas rojas de probable origen diagenético a las que se
relacionan los cuerpos de mayor ley de cobre indican que hubo movilización de metales
durante los procesos de litificación de la secuencia sedimentaria Pérmica, pero esto no
necesariamente descarta que los metales fueran precipitados químicamente en un mar
somero, puesto que la diagénesis puede haber removilizado metales previamente
sedimentados. Sin embargo, el gran volumen de metales contenidos en el Küpferschiefer
plantea ciertamente interrogantes respecto a su fuente.