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La faja píritica ibérica

LA FAJA PÍRITICA

IBÉRICA

Recursos minerales

JAVIER CONTRERAS CABELLO

2015

Contenido

I. Introducción ....................................................................................................... 4

1.1 Planteamiento, objetivos, métodos .............................................................. 4

1.2 Localización geográfica ............................................................................... 4

1.3 Contexto geológico ..................................................................................... 5

II. Características geológicas de la zona ................................................................ 5

2.1 Estratigrafía ................................................................................................. 5

2.1.1 Faja Pirítica Ibérica .............................................................................. 5

III. Geología económica, patrimonio natural geológico, riesgos naturales ............... 7

3.1 Los recursos minerales de la Faja pirítica Ibérica ........................................ 7

3.1.1 Origen .................................................................................................. 8

3.1.2 Descripción de los depósitos ................................................................ 8

3.1.3 Alteración Hidrotermal ........................................................................ 10

3.2 Génesis del yacimiento ............................................................................. 10

3.3 Historia de la minería en la Faja Pirítica Ibérica ......................................... 11

IV. Rio Tinto Group ................................................................................................ 12

4.1 Productos .................................................................................................. 16

V. Bibliografía ....................................................................................................... 18

JAVIER CONTRERAS CABELLO 4

I. Introducción

1.1 Planteamiento, objetivos, métodos

Este trabajo se plantea como un texto general sobre el yacimiento metalógenico

conocido como la “Faja Pirítica de Huelva”, situado en la región suroccidental de la

Península Ibérica. Está basado exclusivamente en información bibliográfica obtenida a

partir de libros, artículos, tesis y la serie cartográfica MAGNA 50 (2ª Serie) del Instituto

Geológico y Minero de España (I.G.M.E.).

Se encuadrará geográfica y geológicamente para poder estudiar su origen y su

relación con los materiales que a día de hoy podemos observar y estudiar y que son

susceptibles de explotación por sus altos índices de materiales metálicos.

1.2 Localización geográfica

La Faja Pirítica se encuentra dentro del Macizo Ibérico, concretamente dentro de la

parte meridional de éste. “Limita al norte con la zona de Ossa-Morena, a lo largo de un

contacto complejo en el que se encuentran materiales de procedencia oceánicos, lo cual

lleva a interpretar este contacto como una sutura del orógeno Varisco” (Simancas, 2004)

y limita geográficamente con la costa atlántica al sur (Figura 1).

Tiene una extensión aproximada de 250 km de largo y de 30 a 50 km de ancho, con

una dirección aproximada E-O. Administrativamente la sección oeste, pertenece a Portugal,

limitando al norte con el distrito de Setúbal y en la región española, la oriental, limita al norte

con la provincia de Sevilla.

Figura 1 Vera et al., 2004


1.3 Contexto geológico

La faja pirítica de Huelva se encuentra dentro de la región más meridional del Macizo

Ibérico, la zona Sudportuguesa (Lotze, 1945).

La zona Sudportuguesa ocupa la parte SO del Macizo Ibérico. Por su localización en

el orógeno Varisco y por su similitud faunística con otras zonas externas de este

orógeno, se la considera a ella también una zona externa (Oliveira et al., 1979).

Por el Norte limita con la zona Ossa-Morena a lo largo de un contacto tectónico

complejo en el que se encuentran materiales oceánicos, como ofiolitas (Fonseca et al.,

1999), lo que lleva a interpretarse como una zona de sutura orogénica (Simancas, 2004).

Esta zona, posee unos rasgos atípicos teniendo en cuenta su carácter externo, esto

se debe al periodo extensional contemporáneo al magmatismo (Simancas y Rodríguez

Gordillo, 1982). Gracias a estas condiciones especiales, se ha producido en esta zona

un gran desarrollo de la foliación, un gradiente térmico alto y un abundante magmatismo,

estos dos últimos imprescindibles para la formación del complejo de sulfuros masivos

denominados “Faja Pirítica”.

II. Características geológicas de la zona

2.1 Estratigrafía

Principalmente el registro estratigráfico está constituido por rocas de cuenca marina.

Se diferencian tres dominios, de Norte a Sur:

Dominio septentrional o Pulo do Lobo.

Dominio central o Faja pirítica Ibérica.

Dominio meridional o SO Portugués

El primero representa una cuña de acreción formada por la subducción de la placa

Sudportuguesa (Crespo-Blanc y Orozco, 1991), se considera parte del límite con la zona

Ossa-Morena, pero es importante nombrarlo debido a que fue el área fuente de la Faja

pirítica Ibérica.

Los otros dos dominios representan posiciones paleogeográficas diferentes en una

misma cuenca. Antes del devónico, en la cuenca Sudportuguesa ambos dominios

poseen características semejantes, cosa que cambia drásticamente en el Carbonífero

(Moreno y González, 2004), después de esto el dominio central sufre una complicada

evolución térmica y cinemática.

2.1.1 Faja Pirítica Ibérica

Las rocas paleozoicas de la Faja pirítica reflejan los cambios producidos durante la

orogenia Varisca, se observa una fase preorogénica con sedimentos marinos someros,

homogénea en toda la cuenca. Durante la fase sinorogénica se producen eventos


catastróficos relacionados con vulcanismo que determinan la sedimentación. En la

etapa final orogénica se producen potentes depósitos turbidíticos, de flysch.

Los materiales de relleno de esta cuenca son principalmente pizarras con cantidades

variables de materia orgánica con diferentes litologías intercaladas. Se pueden

diferenciar tres unidades litoestratigráficas, limitadas por contactos concordantes,

muchas veces enmascarados por estructuras de deformación. Estos contactos son

paquetes pizarrosos correlacionables a escala regional (Colmenero et al., 2002).

Los tres grupos litoestratigráficos son, de muro a techo (Figura 2):

2.1.1.1 Grupo de Pizarras y Cuarcitas (PQ):

Es la base de la serie, abarca todos los depósitos infrayacentes al Complejo

Vulcanosedimentario, tiene una potencia desconocida ya que el muro no llega a florar

en ningún punto.

Este grupo está formado principalmente por pizarras negras con intercalaciones de

areniscas. “Representa la sedimentación de una plataforma marina somera de baja

energía (Sainz y Moreno, 1997)”, debido al proceso de somerización de la cuenca

Sudportuguesa durante la regresión del Devónico. Hacia techo se invierte la proporción

de arena-lutita, disminuyendo progresivamente los niveles de este último. También

aparecen hacia techo, intercalados, niveles de conglomerados que indican el inicio de

la heterogeneidad deposicional característico del Complejo Vulcanosedimentario.

2.1.1.2 Complejo Vulcanosedimentario (CVS):

Es un grupo heterogéneo con grados variables en su litología y potencia. El paisaje

vulcanosedimentario muy accidentado condiciona la distribución de las unidades de este

complejo e incluso del Grupo Culm.

A lo largo del complejo se encuentran rocas sedimentarias y rocas magmáticas

intercaladas en mayor o menor medida, pudiendo encontrar pizarras, vulcanoclastitas

félsicas, sílex, niveles carbonatados, sulfuros masivos (Moreno y González, 2004).

Se diferencian tres episodios volcánicos ácidos y dos episodios volcánicos básicos

(Schermerhorn, 1971).

Mientras se desarrolla este complejo, el dominio SO Portugués se va alejando de

este espacialmente, dando lugar a sedimentaciones más carbonatadas.

2.1.1.3 Grupo Culm:

Comprende todas las rocas sedimentarias postvolcánicas. Se divide en tres

unidades:

La serie pizarrosa basal es una serie vulcanosedimentaria y pizarrosa que marca el

final del vulcanismo (Moreno, 1993).


La formación turbidítica de facies Culm SS, formada por pizarras, litoarenitas y

conglomerados (estos último en menor medida), representa el flysch de la orogenia

Varisca en la región.

La unidad arenosa de plataforma continental está formada por una alternancia de

pizarras y areniscas cuarzosas, Representa la redistribución y deposición de los relieves

volcánicos del complejo Vulcanosedimentario (Moreno, 1993)

Figura 2 Columna estratigráfica general de la Faja Pirítica Ibérica (Vera et al, 2004)

III. Geología económica, patrimonio natural geológico,

riesgos naturales

3.1 Los recursos minerales de la Faja pirítica Ibérica

El Complejo Vulcanosedimentario es la unidad que caracteriza a la Faja pirítica.

Contiene rocas ígneas básicas y acidas, volcánicas y subvolcánicas, junto con

sedimentarias químicas y detríticas. Presenta una intensa deformación y complejos

cambios laterales de facies.

La Faja pirítica se considera la mayor concentración de sulfuros masivos a nivel

mundial, con una explotación que se remonta hasta 5000 años atrás (Sáez et al., 2003).

Incluye más de 80 depósitos, algunos de tamaños gigantes y supergigantes (Sáez et

al., 1999), mineralizaciones estratiformes de Mn (Routhier et al., 1980) y

mineralizaciones hidrotermales filonianas.


El interés económico se centra en la extracción de Cu, Zn, Pb, ácido sulfúrico, Ag y

Au (estos dos últimos a partir de mineralizaciones oxidadas). En los últimos años se han

producido 300 Mt, las reservas se encuentran entre 700Mt y 1000Mt de minerales, con

un contenido de 46% de S, 42% de Fe y 2-4% de Cu-Pb-Zn (Strauss y Madel, 1974;

Barriga, 1990).

Aunque algunas minas más antiguas están decayendo en su nivel de extracción, la

cantidad de sulfuros no para de aumentar debido al continuo descubrimiento de nuevos

depósitos como Migolles, Aguas Teñidas, Las Cruces, Los Frailes, masa Valverde y

Vallejín (Sáenz et al., 1999) (Figura 3).

Figura 3 Principales depósitos minerales de la Zona Sudportuguesa (Vera et al., 2004)

3.1.1 Origen

Aunque se han formulado una gran cantidad de teorías sobre su origen, que incluyen

“modelos epigenéticos de carácter magmático, hidrotermal-filoniano y metasomático

como singenéticos de carácter sedimentario y exhalativo” (Rambaud, 1969; Bernard y

Soler, 1974; Solomon et al., 1980;…) y a pesar de que otros trabajos han mejorado el

conocimiento metalógenico (Leistel et al., 1994; Sánchez España et al., 2000, 2003). No

obstante quedan muchos aspectos poco conocidos

3.1.2 Descripción de los depósitos

A escala regional los yacimientos se distribuyen en bandas (Sáez et al., 1999), una

Norte y otra Sur. La banda N se caracteriza por el predominio de material volcánico y de

gran número de yacimientos de pequeño tamaño, mientras que la banda S se

caracteriza por un dominio de materiales sedimentarios y pocos yacimientos de grandes

dimensiones.

Las mineralizaciones parecen asociadas con ciclos volcánicos félsicos (Sáez et al.,

1999) y responden a la morfología clásica de sulfuros exhalativos, con una parte

superior de cuerpos estratificados masivos y otra parte inferior con mineralizaciones de

tipo stockwork. Hay una asociación constante entre sulfuros masivos y pizarras negras

que actúan como su encajante, estas últimas, en lugares como Tharsis o Lousal aparece


abundantemente (Strauss, 1974), mientras que en lugares como Riotinto tiene una

presencia muy escasa (García Palomero, 1980). La mayoría de los depósitos de gran

tamaño están constituidos por varias masas dentro de un mismo horizonte mineralógico

(García Palomero, 1980).

A lo largo de los yacimientos metalógenicos, principalmente se encuentran

mineralizaciones de pirita y en menor medida de esfalerita, galena, calcopirita y

tetraedrita, y como componentes minoritarios se puede encontrar arsenopirita, pirrotita,

casiterita, sulfosales de Cu-Pb y de Bi-Pb, estannita, barita, magnetita, eléctrum y

cobaltita (Rambaud, 1969; Sierra, 1984). Las diferentes proporciones de los minerales

mayoritarios forman principalmente tres tipos de mineralizaciones: pirítica, cobriza y

polimetálica (Almodóvar y Sáez, 2004). Se distribuyen según patrones de zonación, el

Cu sobre todo se encuentra en los stockworks y en la parte central e inferior de los

sulfuros masivos, el Zn y Pb tienden a hacerlo en las zonas más periféricas.

Las mineralizaciones de sulfuros masivos aparecen como masas lenticulares

estratiformes dentro de unidades piroclásticas-sedimentarias, y contienen

principalmente pirita (48-50% S) con bajos contenidos medios de otros minerales, como

calcopirita (1% Cu), esfalerita (2-3% Zn), galena (1-2% Pb) y muy bajos contenidos de

un gran número de elementos traza y minerales secundarios (Rambaud, 1969; Sierra,

1984). Esos lentejones masivos pueden alcanzar de 1 a 400-500 Mt de mineral, como

en Cerro Colorado (García Palomero, 1990), con cuerpos lenticulares de 30-50 Mt

bastante comunes (p.ej. en Neves Corvo, Aljustrel, Aznalcóllar, Sotiel, Rio Tinto,

Tharsis). Muestran estructuras internas sedimentarias, como estratificación de sulfuros

y materiales piroclásticos; slumping y brechas sinsedimentarias, con fragmentos de

ambas rocas y de sulfuros, sugiriendo su formación sobre el fondo marino (García

Palomero, 1980).

Los stockworks comprenden redes tridimensionales de filones de sulfuros y cadenas,

de 1 mm a 1 m de espesor, atravesando las partes superiores de las secuencias

volcánicas félsicas y produciendo una fuerte alteración hidrotermal (sericítica, silícica y

clorítica). El principal sulfuro es la pirita, aunque pueden ser localmente abundantes

calcopirita, esfalerita y galena, entre otros (García Palomero, 1980). Esos stockworks

pueden tener un tamaño muy grande, superior a 500 m de espesor, y con una extensión

de varios kilómetros cuadrados, y ser económicamente rentables, como el stockwork de

Cerro Colorado en Rio Tinto, que tiene 200 Mt de mena de cobre.

Finalmente, los lentejones de manganeso están formados por impregnaciones de

pirolusita que se asocian con tobas, jaspes y cherts, en rocas volcánicas máficas y

félsicas (Rambaud, 1969; Lécolle, 1972; García Palomero, 1980).

En Neves Corbo aparece una mineralización stanninífera única, de gran interés

económico (Relvas et al., 2002).


3.1.3 Alteración Hidrotermal

Todo el Complejo Vulcanosedimentario presenta una importante alteración

hidrotermal local y regionalmente.

La alteración regional se produce por aguas marinas calientes de baja temperatura,

que circulan a través de las rocas volcánicas máficas y félsicas (Barriga, 1990).

La alteración local resulta de la interacción del agua con la roca caja y está

relacionada directamente con la formación de los minerales. Esta alteración es

principalmente clorítica en la zona central del sistema, relacionada con fases más

tardías y de mayor temperatura y sericítica en las zonas externas, asociada a fases

tempranas y de menor temperatura (García Palomero, 1980: Sáez et al., 1999).

Coetánea a estas alteraciones, también se pueden observar alteraciones sílices y

carbonatadas en menor medida. La silícea se relaciona con la removilización de sílice a

baja temperatura y produce reemplazamientos por sílex en las pizarras, rocas

volcánicas además de depósitos detríticos (Sáez et al., 1999). La carbonatada se forma

por procesos de ebullición del carbono de procedencia orgánica (Sánchez-España et

al., 2003).

3.2 Génesis del yacimiento

La composición de los fluidos hidrotermales es principalmente acuosa, aunque hay

presencia de fluidos ricos en CO2 procedentes del metamorfismo (Marignac et al., 2002).

También se observa participación de azufre biogénico e hidrotermal a partir de sulfatos

marinos (Sánchez-España, 2000).

La geoquímica isotópica (Re/Os) de los metales indica la existencia de dos tipos de

fuentes: la primera cortical y predominante en asociaciones de baja temperatura

(Marthur et al., 1999) y la segunda mantélica predominantemente de alta temperatura

(Nieto et al., 2000).

Para la circulación hidrotermal del yacimiento se han propuesto dos modelos: uno

clásico de tipo convectivo (Carvalho et al., 1999) y otro más complejo con la introducción

de fluidos de cuenca (Sáez et al., 1999).

Las pizarras negras y el sílice removilizado, actúan como trampa impermeable

favoreciendo la circulación lateral de los fluidos hidrotermales y favoreciendo una

extensa alteración regional. Las zonas de recarga hidrotermal quedan relegadas a

zonas profundas de la cuenca, que asciende a través de fracturas y descarga en la parte

superior del yacimiento. Las evidencias de reemplazamiento de las rocas encajantes y

las propias mineralizaciones hacen pensar que el deposito se formó bajo una interfase

agua/sedimentos (Relvas, 2000). Localmente pudieron existir precipitaciones de

sulfuros sobre el fondo marino, mediante costras o en chimeneas.

Tectónicamente nos encontramos en un régimen extensional entre el Devónico

terminal y el Carbonífero basal. Esta tectónica favorece el ascenso de magmas y la

generación de sistemas de fracturas. Este magmatismo genera un gradiente geotérmico


anómalo que afecta a una cuenca muy fracturada. Esta fracturación produce cuencas

aisladas en las que se pueden encontrar las condiciones necesarias para el depósito de

sulfuros (Sáez et al., 1999).

3.3 Historia de la minería en la Faja Pirítica Ibérica

La primera actividad minera conocida en la Faja Pirítica data de hace 5 000 años,

con descubrimientos relacionados con unas raras impregnaciones de malaquita en

rocas volcánicas (Rothemberg y Blanco, 1980).

Más adelante, se explotaron los gossan para la obtención de Au y Ag, así como

minerales secundarios en el área de cementación de cobre. En ambos casos se produjo

y se acumuló abundante material de escombrera, como en Tharsis, Rio Tinto y otros

(más de 6-8 Mt durante la época Romana; Rothemberg y García Palomero, 1986). Estas

escorias metálicas de escombrera causaron el primer problema medioambiental

conocido, asociado con las mineralizaciones de la Faja Pirítica.

La siguiente explotación intensiva apareció en la segunda mitad del siglo XIX, y se

centró en los altos niveles de cobre de los sulfuros de la zona de cementación. Minerales

con contenidos de cobre superiores a 2-6% se acumulaban en grandes áreas,

directamente o mediante calcinación previa ("teleras"), para lixiviación y posterior

recuperación del cobre (Pinedo Vara, 1963). Esos materiales, parcialmente lixiviados,

producían contaminación atmosférica durante las calcinaciones, y también

contaminación fluvial por aguas ácidas metalíferas, especialmente en los ríos Tinto y

Odiel. Hasta comienzos del siglo XX no se cerraron los grandes y numerosos agujeros

de mina que se abrieron para extraer los sulfuros (pirita). Estas minas, que continuaron

explotándose hasta la década de 1970, producían azufre como elemento principal, y

cobre, plomo, zinc, oro y plata como elementos residuales (a partir de las piritas

calcinadas). En Río Tinto se obtenían concentrados con 1-2% de cobre por flotación, a

partir de stockworks (García Palomero, 1990). Todas las explotaciones de esta época

produjeron grandes escombreras ricas en sulfuros, que dieron lugar a un gran impacto

visual e incrementaron la contaminación de los ríos.

Entre 1970 y 2000, las explotaciones se han concentrado en la recuperación de metal

utilizando flotación de sulfuros en las zonas ricas en cobre (0,6-3% en stockworks y 3-

7% en sulfuros masivos) y en zonas polimetálicas ricas (Cu+Pb+Zn+Ag+Au, 4-7% en

sulfuros masivos). Otros metales preciosos se han recuperado mediante el lixiviado de

gossan (1-2 ppm de Au y 40-50 ppm de Ag). La actividad minera durante esta época ha

ocasionado los mismos problemas medioambientales que antes, más un nuevo riesgo,

que se relaciona con la acumulación de varios millones de toneladas de colas estériles,

con abundantes sulfuros metálicos. Tras la desastrosa rotura del cierre de la balsa de

estériles contaminados, y su vertido al sistema fluvial, ocurrida en Aznalcóllar se llevaron

a cabo trabajos urgentes para gestionar la recogida y controlar el derrame. En este

contexto, el Rio Tinto, altamente contaminado, con pH entre 2 y 2,5, y los altos niveles

de cationes metálicos han ocasionado un extraño ecosistema que se desarrolla en esas

condiciones extremas (Amils et al., 1997); este sistema es objeto de estudio por los

científicos interesados en el desarrollo temprano de la vida en la Tierra (López Archilla

y Amils, 1999).


A pesar del riesgo superficial extremo, la contaminación de los acuíferos no es un

gran problema en esta zona debido a la impermeabilidad de las rocas de la Faja Pirítica,

con la excepción de aquellas minas situadas cerca de las secuencias sedimentarias del

Mioceno-Cuaternario.

IV. Rio Tinto Group

En este apartado hablare un poco de una compañía llamada Rio Tinto y encargada

de explotar los yacimientos de Rio Tinto. Es un grupo empresarial internacional del

sector de la minería, surgido de la fusión en 1995 de Rio Tinto-Zinc Corporation (RTZ),

con base en el Reino Unido y antiguamente conocida como Rio Tinto Company Limited,

y Conzinc Riotinto of Australia Limited (CRA), con base en Australia.

Los fundadores británicos de RíoTintoCompany eran inversores (en 1873) en la

antigua mina de cobre de Rio Tinto, cerca de Huelva en el sur de España. La

Consolidated Zinc Corporation fue creada en 1905 para el tratamiento de los residuos

de una mina de zinc en Broken Hill, New South Wales, Australia. En 1965 se creó la

RTZ Corporation por la fusión de Rio Tinto Company y Consolidated Zinc Corporation.

Al mismo tiempo se creó la CRA Limited (Conzinc Riotinto of Australia Limited). RTZ y

CRA se unificaron en 1995. Dirigida por una junta de directores comunes, las empresas

funcionan como una sola entidad a pesar de que mantienen las listas de los accionistas

por separado en el Reino Unido y Australia. En junio de 1997, la RTZ Corporation se

convirtió en Rio Tinto Plc y CRA Limited se convirtió en Rio Tinto Limited, conjuntamente

conocidos como el Grupo de Rio Tinto.

Las operaciones del Grupo Río Tinto están fuertemente representados en Australia,

Norteamérica y Europa, representando el 90 por ciento de sus activos, y tienen negocios

importantes en América del Sur, Asia y África meridional. En Europa y el Oriente Medio

tienen producción de aluminio, de cobre en el sur de África, en Namibia, el uranio, y en

Madagascar, ilmenita. (Figura 4).

Australia es el hogar de su base de mineral de hierro y de las empresas de carbón

metalúrgico, así como la producción de bauxita, alúmina, uranio, cobre, talco y la sal.

(Figura 5).

En América del Norte Producen aluminio, diamantes, mineral de hierro y dióxido de

titanio como materia prima en Canadá y el carbón térmico, cobre, boratos y talco en los

EE.UU. (Figura 6).

En América del Sur Son dueños del 30% de la mina de cobre más grande del mundo,

Escondida, en Chile y están desarrollando el proyecto al cien por cien de La Granja de

cobre en Perú.


Figura 4 Minas y proyectos mineros de RTC en Europa y África


Figura 5 Minas y proyectos de RTC en Oceanía y Asia


Figura 6 Minas y proyectos de RTC en EE.UU. y Canadá

Figura 7 Minas y proyectos en América del Sur


4.1 Productos

Los principales productos del Grupo incluyen aluminio, cobre, diamantes, productos

energéticos, oro, minerales industriales (boratos, dióxido de titanio, sal y talco) y

minerales de hierro.

4.1.1 Alúmina, aluminio y Bauxita

La Bauxita extraída de la mina se refina en alúmina (Al2O3) que se funde en aluminio.

En 2007, Rio Tinto adquirió Alcan Inc. Con una producción anual aproximada de 35

millones de toneladas de bauxita, 9 millones de toneladas de alúmina y 4 millones de

toneladas de aluminio. Esta combinación ha generado que sean el productor número

uno del mundo de bauxita y aluminio.

4.1.2 Boratos

Rio Tinto Minerals, a través de Rio Tinto Borax, opera en la mina a cielo abierto más

grande del mundo en Boron, California; uno de los yacimientos más ricos de borato en

el planeta. Rio Tinto Minerals abastece a casi la mitad de la demanda mundial de boratos

refinados. Su producción total de boratos en 2008 fue de 610.000 toneladas,

mayoritariamente extraídos en EE.UU., con una pequeña aportación procedente de las

minas de Argentina.

4.1.3 Carbón

Las operaciones de carbón de Río Tinto y sus actividades se enmarcan en la cartera

del Grupo de Río Tinto Energy. Sus intereses se encuentran en Australia y los EE.UU.

Producen carbón térmico de bajo contenido de azufre para las estaciones de generación

de electricidad, carbón de coque metalúrgico de hierro y fábricas de acero y del carbón

para el comercio internacional. La producción total de Carbón en el 2008 fue de 153’111

millones de toneladas.

4.1.4 Cobre

Grupo Rio Tinto (de cobre) cuenta con Kennecott Utah en los EE.UU. y los intereses

en las minas de cobre de Escondida en Chile, Grasberg en Indonesia, Northparkes

Palabora en Australia y en Sudáfrica. Producción total de Cobre (bruto), fue de 699.000

toneladas en 2008. Producción total de Cobre (refinado), fue de 322.000 toneladas en

2008.

4.1.5 Diamantes

Rio Tinto Diamonds es el único productor con más de una mina de diamantes en

bruto que distribuye productos distintos, ofreciendo tanto en las fábricas como a clientes

minoristas. Con una producción en 2008 de 20’016 millones de quilates.


4.1.6 Oro y Plata

El oro de Rio Tinto y la plata son producidos principalmente por Kennecott Utah

Copper y sus empresas mixtas Escondida en Chile, Grasberg en Indonesia y

Northparkes en Australia.

Producción total de Oro en 2008 fue de 501.000 onzas.

Producción total de Oro refinado en 2008 fue de 303.000 Onzas.

Producción total de Plata en 2008 fue de 7’176 millones de onzas.

Producción total de Plata refinada en 2008 fue de 3’252 millones onzas

4.1.7 Yeso

Las operaciones de Rio Tinto en Dampier (lago salino MacLeod, en Australia)

proporcionan yeso natural de alta calidad a los mercados en África, Asia y Australia.

Producción total de Yeso en 2006 fue de 1’169 millones de toneladas.

4.1.8 Mineral del hierro

Los intereses fundamentales de Rio Tinto Iron Ore se encuentran principalmente en

Australia y América del Norte.

Producción total de mineral de hierro en 2008 fue de 153’394 millones de toneladas.

4.1.9 Molibdeno

Rio Tinto produce molibdeno como subproducto de la producción de cobre. Se

produce principalmente por Kennecott Utah, donde la producción en 2008 ha sido de

10’6 millones de toneladas. Kennecott es ahora el cuarto productor mundial de

molibdeno.

4.1.10 Sal

Rio Tinto Minerals es el primer exportador de sal más grande del mundo. En 2004, la

capacidad de producción anual fue de nueve millones de toneladas.

4.1.11 Ácido sulfúrico

Se produce como un subproducto de cobre de Rio Tinto en las operaciones de

fundición Kennecott Utah. Kennecott Utah Copper produce alrededor de un millón de

toneladas de ácido sulfúrico al año.

4.1.12 Talco

Rio Tinto produce talco a través de una delegación en propiedad absoluta, Luzenac.

El Talco es extraído en más de 30 minas y plantas de procesamiento en Europa,


América del Norte, América Central y la región Asia-Pacífico. Luzenac suministra más

del 25 por ciento del consumo mundial de talco.

Producción total en 2008 fue de 1’163 millones de toneladas.

4.1.13 Titanio

QIT-Fer et Titane, una delegación de Rio Tinto, produce dióxido de titanio como su

principal producto para la venta como materia prima a los productores de pigmento de

titanio. Rio Tinto también tiene intereses en Richards Bay Minerals (RBM), y QIT

Madagascar Minerals. La producción total en 2008 fue de 1’524 millones de toneladas.

4.1.14 Uranio

Rio Tinto tiene una participación en dos minas de uranio: Energy Resources of

Australia Ltd. (ERA) en Australia (68 por ciento de interés) y Rössing en Namibia (69 por

ciento). La producción total de 2006 fue de 4’704 toneladas y 3’617 toneladas de dióxido

de Uranio respectivamente.

4.1.15 Otros productos

Rio Tinto también produce una variedad de otros metales y minerales, como níquel,

potasa, plomo y zinc. Muchos de estos son subproductos de sus otras operaciones clave

en el mineral de hierro, cobre, energía, minerales industriales, aluminio y diamantes

V. Bibliografía

Almodóvar, G. R. y Sáez, R. (2004): “Los sulfuros masivos de la Faja Pirítica Ibérica” Geología de España Editor J. A. Vera. SGE, IGME. Madrid, pp. 207-209.

Barriga, F.J.A.S. (1990): “Metallogenesis in the Iberian Pyrite Belt, in: Pre-Mesozoic Geology of Iberia”. Dallmeyer R.D., Martinez Garcia E. (eds) Springer Verlag, Heidelberg. pp 369-379.

Bernard, A. Y Soler, E. (1974): “Apercu sur la province pyritense sud-Ibérique ente naire de-la Société geilogique de Belgique”. Gisements stratiformes et provinces Cupriferes. Lieja, pp. 287-315.

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