PROCESOS SEDIMENTARIOS: DEPOSITOS AUTOCTONOS

Transcripción

1 Depósitos sedimentarios autóctonos 1 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 y Ma. El hierro depositado en ese período y todavía preservado es de t y posiblemente de t. En menor medida también se depositó Fe en el Proterozoico Medio a Superior ( Ma). El consumo mundial de Fe actualmente alcanza a 10 9 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,

2 Depósitos sedimentarios autóctonos 2 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

3 Depósitos sedimentarios autóctonos 3 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 km 2 ).

4 Depósitos sedimentarios autóctonos 4 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 oolíticas 1 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 1 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.

5 Depósitos sedimentarios autóctonos 5 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 (Fe 2+ ), 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.

6 Depósitos sedimentarios autóctonos 6 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 ( 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 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 (Mn 2+ Mn 3+ 6SiO 12 ) y psilomelano ((K,H2O)2Mn 5 O 10 ) 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 (MnO 2 ) y rodonita ((Mn 2+,Fe 2+,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.

7 Depósitos sedimentarios autóctonos 7 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

8 Depósitos sedimentarios autóctonos 8 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 km 2, 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.

9 Depósitos sedimentarios autóctonos 9 La composición de los nódulos de manganeso es: Rango 8-40 % Mn Promedio 20 % Mn 2,5-26,5 % Fe 16 % Fe 0,02-2,5 % Co 0,33 % Co 0,2-2,0 % Ni 0,6 % Ni 0,03-1,6 % Cu 0,35 % Cu 0,02-0,35 % Pb 0,03-0,04 % Zn 0,0003 % Ag 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 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.

10 Depósitos sedimentarios autóctonos 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 ton métricas; estos recursos doblan las reservas mundiales actuales de Fe y Mn. Los recursos de Ni alcanzan a millones de toneladas, los de Co y Cu a 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 km 2, 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

11 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.