10.- Rocas y yacimientos ortomagmáticos


El proceso magmático

Rocas plutónicas

Granito

Sienita

Diorita y gabro

Peridotita

Rocas subvolcánicas

Yacimientos metálicos de origen ortomagmático

Lecturas recomendadas
 



  10.- Rocas y yacimientos ortomagmáticos

    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).

El porqué 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.

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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:

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 (ver figura).

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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

Las rocas con parámetro M igual o mayor a 90% se clasifican como ultramáficas, y su clasificación detallada se basa en los contenidos en olivino, ortopiroxeno y clinopiroxeno (ver figura siguiente).

Si el valor del parámetro M es inferior al 90% se clasifican en el doble triángulo QAPF de la figura siguiente.

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Las texturas de las rocas plutónicas son granudas o granulares de grano medio a grueso, con peculiaridades propias de cada tipo de roca, como vemos a continuación. Si quieres ver algunas texturas propias de rocas plutónicas pulsa aquí.

De entre la variedad de rocas plutónicas existentes, destacaremos para su descripción detallada las más comunes, o aquellas de más común aplicación industrial: granito, sienita, diorita, gabro y peridotita.

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:

Si quieres hacer una visita virtual a una de las mayores canteras del granito, la del Monte Airy, en Carolina del Norte (USA), pulsa aquí.
 

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:

Su aplicación industrial suele ser limitada, debido sobre todo al escaso volumen que presentan. Ocasionalmente pueden servir para la obtención de áridos, o, muy excepcionalmente (cuando aparecen en grandes masas con escasa fracturación, circunstancias ambas poco comunes en este tipo de roca), como roca ornamental.

 

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 (ver figura):

 

Yacimientos de inmiscibilidad líquida. Son, como su denominación indica, producto de la segregación a partir de un magma de dos líquidos: uno silicatado y otro sulfurando. Esto se debe a que a altas temperaturas estos dos componentes son miscibles, pero al bajar la temperatura, y si la cantidad de componente sulfurado es suficiente, puede producirse la desmezcla de los dos líquidos. Cuando el volumen de líquido sulfurado es pequeño, la segregación se produce como gotitas a partir de las cuales se produce la cristalización de los sulfuros, que quedan diseminados dentro del conjunto de la roca ígnea. Pero si el volumen del líquido sulfurado es suficiente, puede llegar a constituir una bolsada capaz de migrar independientemente del líquido sulfurado, y cristalizar aparte, dando origen a un verdadero yacimiento.

 

Desde el punto de vista mineralógico están formados por sulfuros de hierro (pirita, pirrotina), níquel (pentlandita), cobalto (cobaltina) y cobre (calcopirita, bornita), como minerales más abundantes, a menudos acompañados también de magnetita. Como elementos en trazas a menudo presentan contenidos interesantes en elementos del grupo del platino, lo que aumenta el interés económico de estas mineralizaciones. A menudo la segregación son es perfecta, por lo que suelen presentar ganga de los silicatos formadores de la roca magmática.

 

Aparecen siempre en relación con rocas intrusivas máficas o ultramáficas, de tipo gabro o peridotita. En unos casos encajan en la propia roca máfica, y en otros encajan en las rocas del entorno, o en el propio contacto entre la roca intrusita y el encajante. Suelen constituir bolsadas de volumen variable, alcanzando tonelajes que raramente superan el millón de toneladas de todo uno.

 

Ejemplos de mineralizaciones de este tipo serían las de Sudbury en Ontario (Canadá), Norilsk en Rusia, o las recientemente descubiertas entre Badajoz y Huelva (Aguas Blancas).

 

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.

 

 

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.

 

Pertenecen a este tipo los yacimientos del Complejo de Bushveld (Sudáfrica), o el denominado Gran Dique de Rodesia (Zimbabwe).

 

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.

 

Algunos ejemplos de este tipo de yacimientos son los de magnetita de Kiruna (Suecia), o los de apatito de la Península de Kola (Rusia), o los de ilmenita de Columbia Británica.

 

Lecturas recomendadas

Coleman, R. (1977). Ophiolites: Minerals and rocks. Springer-Verlag. 229 pg.

Evans, A.M. (1993) Ore Geology and Industrial Minerals. An Introduction. Third Edition. Blackwell Science. 389 pg.

Gervilla. F.; Paniagua, A. (1992). Los yacimientos de cromo, níquel y elementos del grupo del platino. In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 241-274.

Gervilla. F. (1992). Depósitos de cromita-arseniuros de Ni-(Au-EGP) y de sulfuros de Fe-Ni-Cu y grafito asociados a las rocas ultramáficas del sur de España. In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 275-290.

Guilbert, J.M.; Park, Ch.F. (1986). The geology of ore deposits. Freeman. 985 pg.

Monterrubio, S.; Lunar, R. (1992). Mineralizaciones de Cr-EPG en el Complejo de Cabo Ortegal (NW de España). In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 291-320.

Nicolas, A. (1995). Las montañas bajo el mar: Expansión de los océanos y tectónica de placas. Springer-Verlag. 200 pg.

Thorpe, R.S.; Brown, G.C. (1985). The field description of igneous rocks. Geological Society of London. 154 pg.

Turner, F.J.; Verhhogen, J. (1978). Petrología ígnea y metamórfica. Ed. Omega. 726 pg.
 
 
 

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