06 – SALAR DE UYUNI: EL DEPÓSITO EVAPORÍTICO MÁS GRANDE DEL MUNDO

Ano 09 (2022) – Número 01 Artigos

 10.31419/ISSN.2594-942X.v92022i1a6GQC

 

 

Guido Quezada Cortez1*
Nelson Carvajal Velasco2

1Geólogo freelance, consultor, La Paz, Bolivia, gquezada_cz@hotmail.com

2Geólogo freelance, consultor, La Paz, Bolivia, carvajal.nel200@hotmail.com

* Autor para correspondencia
Observaciones.: El contenido de este artículo, es una síntesis de la publicación original “Salar de Uyuni: Geología y Recursos de Litio del Depósito Evaporítico más Grande del Mundo” (Quezada y Carvajal, 2020).

 

ABSTRACT

Salar de Uyuni, with approximately 10,500 km², is considered the largest evaporitic deposit in the world and is located south of the Bolivian Altiplano. In 2008, the Bolivian government declared a national priority to explore the evaporitic resources of Salar de Uyuni, which initiated a new stage of studies inside the Salar de Uyuni, with emphasis on the study carried out from the E-036 drilling to 460 m depth, which is the deepest drilling carried out to date. This drilling allowed the petrological characterization of the sedimentary succession that fills the Salar de Uyuni basin, defining the different sedimentary lithofacies and sedimentary cycles, establishing the chronology of sedimentary filling and, finally, proposing a model of sedimentary evolution. Yacimientos de Litio Bolivianos, currently the institution responsible for the development and industrialization of evaporitic resources in Bolivia, estimated the resources in the Salar de Uyuni, supported by the development of a hydrostratigraphic model, elaborated with the integration of hydrogeological data from pumping tests and stratigraphic data from drilling, finally confirming that Salar de Uyuni has the largest lithium reserve in the world with 21 million tons.

Keywords: halite; gypsum; nontronite; illite; evaporite; drilling, dating; lithium reserve.

 

INTRODUCCIÓN

El Salar de Uyuni, es considerado el depósito evaporítico más grande del mundo, se encuentra a 3665 msnm y cubre una extensión de aproximadamente 10 500 km². Está ubicado al sur del Altiplano boliviano, al norte del departamento de Potosí y se encuentra limitado al oeste por la cordillera Occidental principalmente de origen volcánico y al este por la Cordillera Real de los Andes constituida principalmente por rocas sedimentarias (Figura 1).

El Salar de Uyuni a través del tiempo ha sido objeto de diferentes estudios, entre los que destacan los realizados dentro del convenio UMSA-ORSTOM-CIRESU (Complejo Industrial de los Recursos Evaporiticos del Salar de Uyuni) en la década del 1980 y los estudios realizados en el marco del convenio de Cooperación entre la Universidad de Freiberg y la Universidad Autónoma Tomas Frías, ejecutados durante la primera década del 2000.

El 1 de abril de 2008, mediante D.S. 29 496, se declara prioridad nacional la explotación de los recursos evaporíticos del Salar de Uyuni, como reflejo de ello, se crea la Dirección Nacional de Recursos Evaporíticos al interior de la COMIBOL (Corporación Minera de Bolivia), posteriormente el año 2010 adquiere el rango de Gerencia Nacional de Recursos Evaporíticos (GNRE) y finalmente el 27 de abril de 2017, mediante Ley N° 928 se crea la Empresa Pública Nacional Estratégica Yacimientos de Litio Bolivianos (YLB), en sustitución de la GNRE, así a partir del año 2008 se inicia una nueva época de estudios y publicaciones del Salar de Uyuni.

Figura 1. Mapa de ubicación del Salar de Uyuni (Modificado de Gerencia Nacional de Recursos Evaporíticos, 2014).

 

Durante el Pleistoceno, se han desarrollado eventos glaciales, teniéndose depósitos de morrenas laterales y de fondo, con el subsecuente diseño de llanuras fluvioglaciares; asociados a los periodos glaciales, acontecieron eventos lacustres que marcan descensos progresivos acaecidos en el Pleistoceno Superior (García y Baldellón, 1997).

El norte del Altiplano boliviano se encuentra ocupado por los lagos Titicaca y Poopó interconectados de norte a sur por el río Desaguadero, mientras que al sur del Altiplano dominan varios salares, sobresaliendo por su dimensión e importancia los salares de Uyuni y Coipasa.

 

Estratigrafía

En la cuenca del Salar de Uyuni las rocas más antiguas están representadas por el Ordovícico sedimentario conformado por areniscas, limolitas y lutitas (Müller et al., 1996). El paso del Ordovícico Superior al Silúrico Inferior se evidencia en las diamictitas de la Formación Cancañiri que aflora al oeste del río Grande de Lípez. Las unidades del Silúrico sedimentario comprenden limolitas micáceas, lutitas y limolitas con psamitas. Las rocas del Devónico sedimentario solo afloran en la serranía Corregidores, constituida por areniscas de color gris claro a rosado (Rodrigo y Castaños, 1978).
El Mesozoico Superior está representado por sedimentos jurásicos y cretácicos, los primeros revelan la presencia de conglomerados con clastos de basaltos en la secuencia (Martínez et al., 1990) y los segundos involucran unidades formadas por areniscas, calizas oolíticas, margas, limolitas y areniscas calcáreas.
Las rocas cenozoicas en la cuenca comprenden unidades sedimentarias, volcánicas y plutónicas. En el intervalo Paleoceno-Eoceno, se depositaron arcillitas con delgados niveles de calizas fosilíferas, que pasan transicionalmente a una serie de limolitas, arcillitas, areniscas y microconglomerados cuarzosos.

 

Magmatismo

El magmatismo en la cuenca de Uyuni surge a partir del Oligoceno Superior asociado a una fase intensa de deformación e involucra formaciones volcano-sedimentarias y la identificación de tres etapas (Espinoza et al., 1996). La primera comprende coladas de lavas andesíticas de edad 22 y 25 Ma, la segunda intrusión de diques que cortan a los sills y la tercera conformada por cuerpos intrusivos dioríticos.
Existe una extensa distribución a lo largo de toda la cuenca de eventos que corresponden al Mioceno a Plioceno subvolcánico, volcánico y sedimentario. Estos eventos volcánicos están representados por lavas de composición intermedia a ácida y horizontes piroclásticos dacíticos-riolíticos a andesíticos. Al norte del Salar de Uyuni se ubica el volcán Tunupa con 1,8 ± 0,2 Ma y 2,5 ± 0,5 Ma. (Baker & Francis, 1978). La sedimentación corresponde a depósitos fluviolacustres, gravas con líticos, arenas y limos (Pacheco y Ramírez, 1997).
El Plioceno a Pleistoceno subvolcánico, volcánico y sedimentario, comprende materiales fluviales y el evento del estratovolcán Soniquera (Pacheco y Ramírez, 1997), constituido por flujos de lava andesíticos y dacítico. La extensión de flujos de lava, domos de composición andesítica y basáltica indica que la actividad magmática decrece significativamente durante el Pleistoceno a Holoceno subvolcánico y volcánico rodeados de depósitos cuaternarios.

 

Geología Estructural

De forma general podemos mencionar que la región del Salar de Uyuni se caracteriza por tener una intensa deformación al este y sur del salar. La dirección dominante de las estructuras tectónicas, (fallas y pliegues) es NNE – SSW, y en algunos casos N-S. Se puede distinguir fallas inversas principales que indican compresión (Elger, 2003). La falla Uyuni-Khenayani, se encuentra más al sudeste; otras fallas importantes situadas por la zona son: la falla Corregidores y la falla San Cristóbal. La península de Yonza en la parte oeste del salar, es un sistema de pliegues de propagación de fallas que también están relacionados con el anticlinal Inés y Cerro Allka Orkho. La deformación y la formación de las fallas se inician con el levantamiento del Altiplano, en el Oligoceno Temprano (27 Ma.), llegando hasta el Mioceno Tardío (17 Ma).

ORIGEN DEL SALAR DE UYUNI

Hacia los 2,6 Ma, el clima mundial sufrió un brusco enfriamiento y aparecieron varios periodos glaciares e interglaciares que acentúan su intensidad y duración a lo largo del Cuaternario. En el Altiplano boliviano, a cada episodio glacial se ha asociado una unidad lacustre. El Pleistoceno Inferior está representado por los depósitos antiguos de arcillas y arenas dejados por el lago llamado Mataro (Figura 2). Este lago poseía su máxima extensión después de la glaciación Calvario. Posteriormente, pero con una menor extensión se formó el lago Cabana (Figura 2) después de la glaciación Kaluyo, sus unidades se encajonan en las series depositadas por el lago Mataro (Servant, 1977).

En el Pleistoceno Superior, el deshielo de la glaciación Sorata, forma el lago Ballivián (Figura 2) depositando la Formación Ulloma que se encajonan en los depósitos de Cabana. Los sedimentos del lago Ballivián corresponden a un nivel situado a 3860 m de altitud (Lavenu et al., 1989), mientras que, en el sur del Altiplano, los niveles lacustres de la Formación Escara pueden pertenecer al lago Ballivián (Servant, 1977). En la última etapa del Pleistoceno, debido al deshielo de la glaciación Choqueyapu I, se formó el lago Minchín (Figura 2), encajando sus depósitos en los sedimentos del lago Ballivián, situados a 3825 m de altitud (Lavenu et al., 1989). El lago Minchín quedó dividido en dos lagos por el umbral Ulloma – Callapa, siendo más grande al sur, datando una terraza lacustre intermedia con 27 000 años (Servant & Fontes, 1978).

El deshielo de la glaciación Choqueyapu II, dio lugar a la formación del Lago Tauca en el Holoceno (Figura 2). Su superficie era menor que el lago Minchín y también se encontraba divida en dos lagos por el umbral Ulloma – Callapa. En el centro del Altiplano Servant & Fontes (1978) le asignan una edad comprendida entre 10 000 y 12 500 años, estimando una extensión de 52 000 Km², atribuyéndole 43 000 km² en el sur del Altiplano. El lago Tauca se estabilizo a 5 metros por encima del nivel actual del lago Titicaca (Lavenu et al., 1989). El nivel de agua del lago Tauca se fue reduciendo hasta dejar en la actualidad solo al norte del Altiplano boliviano el Lago Titicaca a 3810 metros de altitud y al sur los salares de Uyuni y Coipasa a 3650 m de altitud. De esta forma, el depósito de sedimentos detríticos, carbonatados y evaporiticos de estos lagos predecesores constituyen el relleno sedimentario del Salar de Uyuni (Figura 2).

Figura 2. Sección esquemática N-S del Altiplano boliviano, con la reconstrucción de niveles de paleolagos en el norte y centro de la cuenca (Modificado de Fornari et al., 2001)

 

ESTUDIO GEOLÓGICO DEL SALAR DE UYUNI A PARTIR DEL SONDEO E-036

El año 2015 la GNRE realizó el sondeo E-036 de 460 m de profundidad (Gerencia Nacional de Recursos Evaporíticos, 2015), siendo este pozo la perforación más profunda realizada hasta la fecha en el salar. El sondeo E-036 de 460 m de profundidad, se ubica al este del Salar de Uyuni (Figura 3), a 38 Km de la población de Colchani. Las coordenadas de ubicación son: Zona 19K WGS 84, 680000 E – 7770000 N, UTM. La ubicación y perforación del sondeo fue definida en base al documento científico “Analysis of deformation and tectonic history of the Southern Altiplano Plateau (Bolivia) and their importance for plateau formation” (Elger, 2003), en base a zonas con bajos gravimétricos, donde se estima que la secuencia salina alcanza su mayor potencia (depocentro).

Para la caracterización petrológica de la sucesión sedimentaria que rellena la cuenca de Uyuni, se definió las distintas litofacies sedimentarias, ciclos sedimentarios, cronología del relleno sedimentario y finalmente, se propuso un modelo de evolución sedimentaria del Salar de Uyuni, a partir del estudio de 100 muestras (entre halita, yeso, arcillas, carbonatos y cenizas volcánicas) del sondeo E-036.

Identificación Mineralógica

A través de Difracción de Rayos X (DRX), Microscopio Electrónico de Barrido (MEB) y Microscopio Petrográfico se identificó, una mineralogía variada. La halita es el mineral que domina la composición del sondeo con diferencia importante respecto al resto de minerales, está presente en todas las litofacies, en forma de cemento o como componente mineralógico principal. Esta mineralogía la podríamos clasificar en función de las rocas asociadas en:

• Mineralogía en evaporitas: Halita, yeso, anhidrita, illita, cuarzo, aragonito, calcita, calcita magnesiana, clinocloro, albita, nontronita y hematita.
• Mineralogía en detritos: Halita, yeso, illita, cuarzo, aragonito, calcita, calcita magnesiana, clinocloro, ankerita, albita, montmorillonita, kainita, nontronita, caolinita y hematita.
• Mineralogía en cenizas volcánicas: Halita, yeso, illita, cuarzo, albita, ortosa y biotita.

Figura 3. Ubicación de sondeos profundos en un extracto del mapa de anomalías de Bouguer del área del Salar de Uyuni (Elger, 2003).

 

Características Petrológicas

En el sondeo E-036, se puede distinguir una asociación de rocas sedimentarias dominada por la presencia de rocas evaporíticas, que alternan con margas y carbonatos, arcillas y limos rojos y cenizas volcánicas.

Evaporitas, se caracterizan por la presencia de halita y yeso. La halita es el mineral dominante, que varía entre halita transparente o blanquecina con texturas masivas, bandeadas e intersticiales descritas en Pueyo (1991), (Figura 4). Las evaporitas representan un total de 364,10 m (79,15 % sondeo). Distribuidas en aproximadamente 30 capas que varían entre 0,15 y 8,35 m de espesor (Figuras 5 A, B, C y 6).

Margas y Carbonatos, se trata de sedimentos lacustres finos y laminados de color gris verdoso a gris oscuro asociados a niveles centimétricos de yeso microcristalino y laminado. Se caracterizan por tener 17 capas que varían entre 0,10 a 9,30 m de espesor. La potencia total es de 53,55 m (11,6 %). Esta litología es predominante en la parte superior del sondeo donde forman capas de varios m de espesor y van reduciendo a medida que se profundiza (Figuras 5D y 6).

Cenizas volcánicas, se han identificado 12 capas de ceniza volcánica de color blanquecina a gris clara. Presentan espesores que oscilan entre 0,32 a 3 m de espesor, formando una potencia total de 7,5 m (1,6 %) (Figuras 5E y 6).

Arcillas y limos rojos, inician su aparición a los 294,53 m hasta llegar a la parte basal del sondeo (460 m) donde es la litología dominante. Comprende una potencia de 34,85 m (7,6 % sondeo), de los que más de 20 m corresponden a la base del sondeo. Estas arcillas y limos rojos se distribuyen en 9 capas, entre espesores que varían de 0,10 a 14,75 m (Figuras 5F y 6).

Figura 4. Estructuras y texturas para la identificación de las distintas unidades de halita. A) Morfología de cristales de halita de crecimiento libre 1: tolva (pirámide hopper) 2: cubo (macizo) 3: tabular (tabular hopper) 4: tolva cubica y secciones 5: chevron (Figura original de Ortí, 1989) B) Secuencia deposicional – diagenética en la halita de la salina Ometepec (Baja California). 1: Estadio de desecación por progresiva evaporación con formación de cristales chevron 2: estadio de inundación por agua marina con disolución 3: nuevo estado de desecación con sedimentación de una capa de yeso (Figura original Shearman, 1970); C) Desarrollo de halita intersticial por desplazamiento entre materiales finos (Figura original, Pueyo, 1991); D) Nucleación y crecimiento de cristales cornet en el fondo deposicional (Figura original de Arthurton, 1973)

 

Figura 5. Testigos del sondeo E-036 que muestran las litofacies identificadas; A) Halita masiva de color blanco de 0,00-12,50 m de prof.; B) Halita bandeada con intercalaciones milimétricas de yeso de 41,50-49,60 m de prof; C) Halita tipo intersticial con abundantes impurezas de material fino entre los cristales de halita de 220,05-274,50 m de prof; D) Margas y carbonatos verdosos y grises de 12,50-27,00 m de prof. E) Ceniza volcánica de 159,40-159,55 m de prof, y F) Arcillas y limos rojizos de aspecto masivo de 447,00-460,00 m de prof. Las etiquetas rojas corresponden a las muestras recolectadas.

 

Figura 6. Columna litoestratigráfica del sondeo E-036 que muestra las unidades y litofacies sedimentarias identificadas, los ambientes sedimentarios, además de las muestras recolectadas.

 

 

Descripción de Litofacies sedimentarias identificadas

En base a la textura, mineralogía, composición, color y características estructurales, se han identificado diversas litofacies para cada una de las cuatro litologías descritas anteriormente.

Litofacies de halita masiva, aparece en el techo del sondeo, distribuidos en capas de 0,15 a 6,30 m de espesor (Figuras 5A, 6 y 7A), compuesta por cristales de halita incolora, blanca y translucida, de aspecto compacto y poroso.

Petrológicamente, la halita masiva aparece como mosaicos de cristales cúbicos idiomorfos y cristales transparentes de 1 a 4 mm, asociados ocasionalmente a cristales de tolvas o hopper (1 – 5 mm) que contienen inclusiones fluidas (Figura 7B). Muchos de estos cristales se encuentran fragmentados, alterados o parcialmente disueltos (Figura 7C). Las zonas de disolución y los contactos entre los cristales de halita están rellenos por agregados microcristalinos y heterométricos de yeso y anhidrita (150 µ) junto a impurezas de illita y cuarzo.

Litofacies de halita bandeada, aparece formando varios tramos en la mitad y hacia el techo del sondeo, apareciendo en los 265 m superiores (Figura 6), distribuida en capas de 0,10 a 8,35 m de espesor. Además de la halita, esta litofacies contiene alternancias de orden milimétrico de yeso, arcilla y carbonatos. Se han identificado dos tipos de halita bandeada que definimos como “tipo I” y “tipo II”:

 

  • Halita bandeada “tipo I”, está compuesta principalmente por cristales de halita (0,2 – 1 cm) translucidos a blanquecinos con inclusiones fluidas que forman capas de 1 a 6 cm (Figuras 5B y 7D). Presentan estructuras predominantemente bandeadas y en ocasiones masivas y granulares, con niveles milimétricos de yeso microcristalino e impurezas de arcilla y limo de color gris verdoso a gris oscuro. Asimismo, contienen esporádicos niveles y fragmentos de carbonatos.

 

  • Petrológicamente, los cristales de halita presentan texturas hopper, chevron, y cornet de tamaño variable (0,2 – 1,5 cm) con exfoliación y abundantes inclusiones fluidas (80 – 300 µ) de forma rectangular que marcan las texturas de crecimiento (Figuras 7E, F, G y H). Los cristales de tipo Cornet presentan una de sus caras dispuestas horizontalmente con restos de material lutítico entre sus zonas de crecimiento (Figura 7F).

 

  • Halita bandeada “tipo II”, esta litofacies presenta capas de halita de 2 – 8 cm de espesor y se encuentran separadas por láminas (1 – 20 mm) de arcillas marrones y carbonatos amarillentos a verdosos que se encuentran fragmentadas por el crecimiento de los cristales de halita (Figura 7I). Los cristales de halita son de 0,2 – 1,2 cm de tamaño y a diferencia de la halita bandeada de “tipo I”, estos cristales son más transparentes, limpios e incoloros con esporádica presencia de inclusiones Las capas conservan el bandeamiento hacia la parte superior y, además, se asocian con niveles centimétricos (0,5 – 2,5 cm) de yeso lenticular milimétrico.

Petrológicamente, presentan cristales subhedrales de halita transparente de 1 – 12 mm, sin inclusiones fluidas y asociados ocasionalmente a cristales hopper de tamaños relativamente grandes (2 – 12 mm). Las láminas de arcillas y carbonatos que se encuentran fragmentadas a consecuencia del crecimiento de la halita (Figura 7J).

Ambos tipos de halita presentan impurezas de clinocloro, illita y albita identificadas con DRX. Estas impurezas dan tonalidades grises y marrones a ciertos niveles. Además, también presentan celestina, pirita, oropimente y azufre en menores proporciones.

Litofacies de halita intersticial, es la predominante entre las litofacies de halita (Figuras 5C, 7 y 8K). Aparece a los 100 m y llega a los 435 m de profundidad, alternando entre capas de 0,15 a 7,55 m de espesor (Figura 6). Se trata de una halita intersticial y compacta, con cristales cúbicos (0,1 – 2 cm) de desarrollo intersticial (Figura 7K), con características translucidas y transparentes, desarrollados en capas de arcilla y limo marrón a gris. Los sedimentos finos junto a carbonatos rellenan las cavidades de disolución de la halita.

Las halitas de esta litofacies se caracterizan por ser cristales cúbicos subeuhedrales a euhedrales, transparentes y libres de inclusiones fluidas (Figura 7L). Excepcionalmente se presentan en forma de cristales hopper de 4 mm y conservan el material fino que atraparon durante su crecimiento. Las cavidades entre los cristales de halita se encuentran ocupadas por calcita, aragonito y yeso microcristalino. Asimismo, se encuentran niveles centimétricos y romboédricos de cristales de yeso < 1 – 3 mm (Figura 7M) y restos de azufre nativo.

Litofacies de yeso, asociada a las litofacies de halita, margas y carbonatos. En ningún caso forma unidades de espesor considerable. Los cristales de yeso son de tamaño milimétrico a centimétrico, de colores transparentes a rosáceos, y de texturas masivas, cristalinas y prismáticas. El yeso aparece en variedades de gipsiarenita y gipsilutita, de la variedad lenticular, balatino (microcristalino) y selenítico (Figura 8A).

  • Gipsiarenitas y gipsilutitas, se presentan en láminas de espesores de 1 – 3 mm intercalados en las capas de halita con texturas chevron, separando los ciclos que existen en la halita También aparecen en los carbonatos en forma sacaroidal constituyendo láminas estratiformes. Los cristales de yeso son anhedrales y prismáticos (60 – 600 µ), con tonalidades transparentes a blanquecinas y se asocian a polihalita y anhidrita.
  • Yeso tipo balatino, en el sondeo E-036 este tipo de yeso aparece muy restringido, identificado a los 47 y 217 m de profundidad (Figura 8A). El yeso balatino en cristales de 50 – 80 µ (microcristalinos), forman láminas de 1 a 5 mm. Estas láminas presentan granoclasificación, con alternancia de cristales pequeños y grandes (Figura 8B).
  • Yeso tipo selenita, el yeso selenítico en forma de cristales prismáticos alargados e idiomórficos de 0,3 – 1,2 cm, caracterizados por un crecimiento vertical y zonado (Figura 8A). En ocasiones los cristales se encuentran interrumpidos en su crecimiento, debido a la presencia de balatino (Figura 8B). Suelen presentar un color de tonalidad acaramelada característico.
  • Yeso lenticular, se asocia a unidades de halita intersticial, aparece formando cristales romboédricos alargados o lenticulares de tamaño variable (1 – 4 mm) (Figura 8C). Los cristales lenticulares son transparentes y se agrupan en capas de arcilla de 0,5 – 2,5 cm de

Litofacies de margas y carbonatos, las margas son de color gris a gris verdoso y ocasionalmente aparecen asociadas a carbonatos con intercalaciones de yeso blanco microcristalino (1 – 3 mm) (Figuras 5D y 9D).

El análisis por DRX indica que están formadas por proporciones variables de calcita, cuarzo, albita e illita y proporciones menores de otros silicatos. El análisis mediante MEB permite distinguir la presencia de algas unicelulares (diatomeas). Los carbonatos forman niveles de 7 a 10 cm de espesor que presentan laminaciones de color verdosos y amarillentos compuestas de pellets y oolitos envueltos en una matriz de calcita micrítica y yeso microcristalino (Figura 8F).

Figura 7. Petrografía de las unidades de halita y sus tres tipos; A) Litofacies de halita masiva, blanquecina que muestra el crecimiento en cristales cúbicos; B) Litofacies de halita masiva, cristal de tipo hopper con inclusiones fluidas en zonas de crecimiento; C) Litofacies de halita masiva, alteración de los cristales tipo hopper a consecuencia de la dilución que son rellenados por halita transparente y arcilla; D) Litofacies de halita bandeada, cristales euhedrales y texturas de crecimiento además de un nivel mm de yeso; E) Litofacies de halita bandeada, cristales de halita de crecimiento competitivo vertical tipo chevron; F) Litofacies de halita bandeada, cristal de halita de tipo cornet, con material lutitico atrapado en sus zonas de crecimiento; G) Litofacies de halita bandeada, detalle de cristal de halita con zonación e inclusiones fluidas primarias; H) Litofacies de halita bandeada, cristales hopper con sobrecrecimiento, ausente de inclusiones; I) Litofacies de halita bandeada, crecimiento de cristales transparentes que fragmenta las láminas de arcillas y carbonatos; J) Litofacies de halita intersticial, cristales transparentes de halita con crecimiento intersticial que fragmenta las bandas lutíticas; K) Litofacies de halita intersticial, crecimientos de cristales cúbicos y transparentes de halita; L) Litofacies de halita intersticial, cristales de halita transparentes y euhédrico de crecimiento intersticial; M) Imagen de MEB que muestra el sedimento que aparece entre la halita de crecimiento intersticial y que está formado por halita (triangulo negro) arcillas (triangulo rojo) y cristales de yeso (triangulo blanco)

 

Figura 8. Litofacies de yeso, carbonatos y lutitas recuperados del Sondeo E-36; A) Litofacies de yeso, los niveles finos en la parte inferior corresponden a balatino que alternan con pequeños niveles de selenita. Hacia la parte superior se observa el crecimiento vertical de los cristales centimétricos de selenita que son interrumpidos nuevamente por una fase de balatino. (Cuadro de margen negro muestra la zona observada en microscopio petrográfico detallada en la siguiente figura); B) Litofacies de yeso, alternancia de fases de selenita y balatino. El triángulo rojo apunta al crecimiento de los cristales seleníticos que van variando su dimensión en las posteriores etapas, el triángulo blanco apunta a las fases de balatino (gipsilutitas) que presentan granoclasificación; C) Litofacies de yeso, cristales lenticulares/romboidales de yeso cementados por halita; D) Litofacies de margas y carbonatos, margas gris verdosas, presenta niveles mm de yeso y carbonatos que se encuentran cubierto por una costra superficial de halita. La muestra corresponde a las facies de margas y carbonatos; E) Litofacies de margas y carbonatos, sección de una muestra de carbonatos con textura granosoportada. Los triángulos negro y blanco apuntan a los pellets y oolitos respectivamente, que son los componentes principales, además están asociados a intraclastos envueltos en una matriz micrítica; F) Litofacies de margas y carbonatos, imagen MEB-BSE de una diatomea del género navícula (triangulo negro) rodeada de arcilla (montmorillonita) y cristales de carbonatos. Esta especie de diatomea fue identificada en sedimentos similares a 280,65 m de profundidad; G) Litofacies de cenizas volcánicas, textura granular (tamaño de arena), los colores claros corresponden a pómez y granos de cuarzo y feldespato, mientras que los cristales pequeños son de biotita. Los detalles microscópicos del cuadro de margen negro se detallan en las figuras H e I; H) Litofacies de cenizas volcánicas, imagen de microscopio óptico, se observa la textura porfídica de la ceniza volcánica. El pómez encierra a cristales de biotita, cuarzo, ortosa y plagioclasas; I) Litofacies de cenizas volcánicas, imagen de MEB que muestra el pómez con textura vesicular asociados a granos de cuarzo y feldespato; J) Litofacies de arcillas y limos rojos, arcillas rojizas y masivas con pequeños cristales de halita que corresponde a la base del sondeo a 453, 40 m de prof. (El cuadro de margen blanco muestra los estudios realizados por MEB y DRX, detallados en las siguientes figuras); K) y L) Litofacies de arcillas y limos rojos, imágenes SEM – BSE de las arcillas rojizas, se observa las capas de montmorillonita e illita respectivamente. Estos filosilicatos son los más abundantes de esta unidad

 

Litofacies de Cenizas volcánicas, presenta una variedad de minerales entre los cuales se distinguen biotita, cuarzo, feldespato y plagioclasa, asociados a vidrio volcánico con vesículas (pómez). Además, estas cenizas pueden presentar pequeñas cantidades de yeso y estar cementadas con halita. El tamaño de los cristales y las partículas son menores a 2 mm (Figura 8G).

Compuestas por pómez, vidrio, fenocristales y litoclastos. El vidrio volcánico es el principal componente de esta litofacies, con texturas vesiculares e inclusiones de fenocristales. Los fenocristales se disponen en textura porfídica, son angulosos, anhedrales a subhedrales. Su composición está dominada por feldespatos (ortosas), plagioclasas zonadas de tipo carlsbad, y en menor proporción el cuarzo y la biotita (Figuras 8H e I).

Litofacies de arcillas y limos rojos, esencialmente arcillosa y limosa de coloración rojiza (Figura 5F), asimismo, se presenta en forma de capas individuales que pueden contener cristales de halita y yeso. Petrológicamente, las arcillas rojas presentan un pigmento ferruginoso de hematites. Además se han diferenciado de las demás litofacies por su color y estructura masiva (Figura 8J). Mediante los análisis de DRX y MEB (Figuras 8K y L) se ha determinado que la composición mineral de arcillas, contienen minerales de illita y montmorillonita (predominantes), estas arcillas pueden incluir, además: hematites, nontronita, cuarzo, calcita, albita, halita y yeso entre otros.

 

Interpretación sedimentológica de las litofacies identificadas

Desde el punto de vista sedimentológico aplicado a evaporitas y carbonatos, se distinguen las siguientes litofacies:

Litofacies de halita masiva, la formación de los cristales cúbicos y masivos de halita transparente se relaciona con condiciones de saturación débil de la salmuera, atribuyéndole cristalizaciones lentas de invierno y primavera (Ortí, 2010). Por otro lado, durante el enfriamiento de la salmuera se desarrollan cristales hopper de crecimiento rápido que en algunos casos atrapan inclusiones fluidas. Las impurezas de arcilla y yeso no son muy abundantes y aparecen de forma dispersa, de manera que no llegan a establecer interrupciones en la formación de los cristales de halita. Las superficies de disolución son frecuentes y se relacionan con la entrada de agua subsaturada en halita durante episodios de lluvia, esta agua, al disolver sal acabaría concentrando cloruro de sodio y al evaporarse se sobresatura y reprecipita halita masiva.

Litofacies de halita bandeada, tal como se ha explicado anteriormente, se definen dos tipos de halita bandeada, la “tipo I” y “tipo II”

  • La halita bandeada “tipo I”, está formada por textura cristalinas de tipo hopper, chevron y cornet, se interpreta como el resultado de condiciones de fuerte sobresaturación de la salmuera (Ortí, 2010). Debido a la fuerte sobresaturación del sistema durante la formación de las texturas cristalinas mencionadas, estas forman inclusiones fluidas en sus zonas de crecimiento que corresponden a restos de la salmuera atrapada en los cristales durante el crecimiento rápido. Las halitas transparentes que se encuentran entre estas fábricas y a su vez destruyen las mismas, son el resultado de procesos de disolución y reprecipitación de nuevos cristales transparentes, probablemente en momentos de desecación y reinundación del sistema (Shearman, 1970).
  • En el caso de la halita bandeada “tipo II”, las capas de halita están formadas por cristales grandes y transparentes que se formaron en el fondo deposicional, su tamaño de cristales es mayor en relación a los del “tipo I”, lo que sugiere una cristalización lenta en el fondo (Ortí, 2010), a veces atrapando material fino entre los cristales o debilitando a las capas de material fino preexistente que son menos A este tipo de halitas se las denomina clear halite (Ortí, 2010). Estas halitas en su mayoría son transparentes, pero pueden presentar áreas con inclusiones que corresponden a la disolución de halitas chevron.

Litofacies de halita intersticial, los cristales de halita, presentan nulas o escasas inclusiones fluidas, se han desarrollado intersticialmente en las capas de arcilla de los márgenes del lago o del fondo del mismo. La forma de los cristales subhedrales a euhedrales, sugiere que el crecimiento de las halitas fue lento. Las halitas transparentes y libres de inclusiones fluidas se forman durante estadios de desecación que atribuyen a un mecanismo descendente de la salmuera según Shearman (1970) y Lowenstein & Hardie (1985). Mientras que las halitas que contienen inclusiones fluidas (displacive halite hoppers) según Gornitz & Schreiber (1981) son consecuencia de flujos ascendentes de fluidos subterráneos confinados hacia la superficie.

Litofacies de yeso, presentan estructuras y texturas particulares. En el sondeo son frecuentes la variedad de gipsiarenitas y gipsilutitas que se encuentran en láminas milimétricas y rellenan los intersticios de la halita. Estos pequeños cristales de yeso de tamaño arena o lutita que se han formado y precipitado en el fondo deposicional a consecuencia de un nivel de agua sobresaturado en sulfato cálcico.

  • Los niveles de yeso balatino de grano fino, se formaron después de la precipitación de pequeños cristales de yeso en la interfaces agua-atmosfera, donde existe una gran evaporación. En el caso del balatino, la granoclasificación de sus cristales grandes y pequeños, se le atribuye a que existió una alternancia de subsaturación (cristales grandes) y una sobreturación (cristales pequeños) de sulfato en el medio
  • El yeso de tipo selenítico se forma sobre un fondo deposicional, bajo una capa de agua saturada en sulfato de calcio que permitió un crecimiento lento y prolongado de los Sobre los cristales de selenitas puede encontrarse niveles de yeso balatino que han caído desde la superficie del agua.

Litofacies de margas y carbonatos, la presencia de diatomeas en estas litofacies, indica que existió una inundación y dilución importante en el sistema lacustre (lago profundo). En algunos casos el tono gris puede ser variable, mientras que el tono verdoso es a consecuencia de una alteración y del contenido de materia orgánica. El material sedimentario también pude ser de origen biogénico por la presencia de diatomeas y pellets en la capa de agua. La laminación de estas litofacies tal vez se deba a la ausencia de bioturbación en un fondo de una cierta profundidad quizás pobre en oxígeno.

Litofacies de cenizas volcánicas, se encuentran a distintas profundidades del sondeo, revelando la existencia de varias erupciones volcánicas a lo largo del relleno de la cuenca. Su depósito es de carácter masivo por no encontrarse una granoclasificación aunque pueden presentar laminación en la parte basal, sugiriendo que se trata de cenizas que cayeron directamente dentro del lago (airfall tuffs) a lo largo de periodos eruptivos.

Litofacies de arcillas y limos rojos, comprende las litologías de arcillas y limos rojizos (lutitas rojas) que fundamentalmente se ubican en la base del sondeo. Corresponden a sedimentos distales de abanicos aluviales que se sitúan en los márgenes de la cuenca lacustre. El hecho de que existan capas de yesos y halitas intercaladas con estas lutitas, indica los episodios expansión de los sedimentos aluviales subaéreos sobre el sistema lacustre, en momentos de caída del nivel del lago.

 

Modelo sedimentario y ambientes deposicionales

De acuerdo a la petrología y litofacies descritas, se evidencia que la sedimentación del Salar de Uyuni registra variaciones importantes en el ambiente sedimentario a lo largo del tiempo, que pueden llegar a formar grandes ciclos sedimentarios. A continuación, se describen los diferentes ambientes sedimentarios identificados en la cuenca de Uyuni ordenados según las diferentes etapas de un gran ciclo sedimentario.

Mud flat (Llanura lutítica), se trata de un ambiente subaéreo, con depósitos lutíticos y arenosos finos que se relacionan con facies de abanicos aluviales muy distales, que se desarrollan en una cuenca con lagos efímeros muy someros desarrollados solo durante periodos de lluvia. La sedimentación aluvial intermitente puede favorecer a la formación de encharcamientos efímeros con sedimentos laminados en las zonas más distales (Figura 9A).

Salt pan (Salar), son zonas donde los cuerpos de agua son someros y efímeros formando superficies de sal que permanecen emergidas durante largos periodos de tiempo. Estas superficies de sal son muy dinámicas, en ellas se dan procesos de disolución y precipitación después de episodios de lluvias, y proceso de ascenso capilar que favorecen la precipitación de eflorescencias de sal. Después de un episodio de dilución por lluvia y reprecipitación de sal al evaporarse el agua quedan como residuo los cristales de halita separados por superficies de disolución o niveles arcillosos que contienen cristales de crecimiento intersticial. La mayoría de las halitas de este ambiente son de color transparente o blanquecino cuando están los suficientemente alejadas del margen del salar, y pueden formar extensas áreas cubiertas de costras de sal (superficie del Salar de Uyuni) con una estructura polígonal por donde se dan ascensos capilares y precipitación de halita. Las características que presentan las facies de halita masiva indican que se originaron en un ambiente de salt pan. El mejor ejemplo de esto es la costra superficial y las primeras capas blancas del Salar de Uyuni (Figura 9B). En las zonas marginales del salar, donde existe un aporte detrítico importante las facies de salt pan se vuelven rojizas y se caracterizan por presentar litofacies de halita con crecimiento intersticial que se desarrolla en el seno de las lutitas rojas desplazándolas y deformándolas.

Perennial shallow saline lake (Lago salino somero perenne), cuerpo de agua salino que perdura durante amplios periodos de tiempo, desde decenas a miles de años (Ortí, 2010). Las facies de halita bandeada corresponden a este ambiente por las características de sus cristales. El bandeamiento se forma por el crecimiento o acumulación de los cristales que es interrumpido por superficies de disolución donde precipitan los yesos o materiales finos. Estos procesos son el resultado de la entrada de agua dulce en el lago salino durante periodos de mayor pluviometría. La regularidad en la cíclicidad de estas litofacies hacen que se puedan interpretar como ciclos anuales, asociando la precipitación de halita a las estaciones más secas y los periodos de dilución a las estaciones húmedas (Figura 9C).

 

Perennial fresh water lake (Lago de agua dulce profundo y perenne), consiste en un lago que mantiene un nivel de agua de alto y estable y una baja salinidad durante mucho tiempo, sin estar sujeto a oscilaciones extremas de su nivel. Los sedimentos son depositados de las partes superficiales a las partes profundas del lago donde se constituyen en capas masivas y laminadas, el material que precipita es carbonatado (aragonito) y está asociado a materia orgánica (diatomeas y pellets). Junto a estos sedimentos se depositan otros de origen detrítico de grano fino (arcillas). Las litofacies verdosas de margas y carbonatos lacustres son propias de este ambiente (Figura 9D).

Figura 9. Ambientes sedimentarios en el salar de Uyuni; A) Llanura lutítica, comprende las litofacies de arcillas y limos rojos, se observa el aporte de los sedimentos al centro de la cuenca; B) Salar, comprende las litofacies de halita masiva e intersticial, muestra la delgada capa de agua somera y efímera; C) Lago salino somero permanente, comprende las litofacies de halita bandeada, se observa el nivel de agua que perdura durante amplios periodos de tiempo y da como resultado las texturas de crecimiento; D) Lago de agua dulce y permanente, comprende las litofacies de margas y carbonatos, que se sedimentaron por la profundización del lago (Carvajal, 2018)

 

Ciclicidad

A lo largo del sondeo E-036 se han identificado dos grandes ciclos (inferior y superior) mostrados en la Figura 6. Los mismos son definidos y delimitados por un salto repetitivo de litofacies de halitas y litofacies de margas y carbonatos, además por la ausencia de arcillas rojas en la base del ciclo superior. Los dos ciclos del sondeo E-036 se encuentran descritos de base a techo y presentan las siguientes características:

Ciclo inferior (263,95 m), tiene como base a las litofacies de arcillas y limos rojos de 22,20 m de espesor que ascienden hasta los 437,80 m. A partir de esa profundidad se encuentran capas espesas y dominantes de las litofacies de halita intersticial gris y marrón (0,15 a 7,55 m de espesor) alternando con delgadas capas de litofacies de arcillas y limos rojos, que ascienden a los 281,05 m (Figura 6). La parte superior de este ciclo inicia en una capa de litofacies de margas y carbonatos con laminación, de 2,50 m de espesor (Figura 6) que contienen diatomeas, además de cristales de yeso y halita. A esta delgada capa de margas y carbonatos le sigue una capa espesa de litofacies de halita bandeada que llega hasta los 220,25 m del sondeo, esta capa contiene delgados niveles de yeso en variedades de balatino y selenitas, además de ciertas laminaciones finas de carbonatos con pellets. El ciclo finaliza con una alternancia de capas finas de margas y carbonatos con halitas bandeadas grises a blanquecinas hasta llegar a los 196,05 m.

Ciclo superior (196,05 m), es de menor potencia con respecto al ciclo inferior, se inicia directamente con una capa de 12,11 m de litofacies de halita intersticial. Sucesivamente van alternando con capas finas de litofacies de margas y carbonatos, esta alternancia llega hasta los 148,90 m y es interrumpida por una capa de 6,05 m de litofacies de halita bandeada. Por encima se desarrolla nuevamente una potente capa de litofacies de halita intersticial gris marrón de 39,45 m de espesor, hasta alcanzar los 102,50 m del sondeo. A partir de ahí le sigue una alternancia de capas de litofacies de halita bandeada y litofacies de margas y carbonatos que ascienden hasta los 41,90 m del sondeo. Por encima se evidencian dos espesas capas de litofacies de margas y carbonatos de 12,40 y 15,20 m separados por una capa de 1 m de halita masiva (Figura 6). Estas capas espesas representan la parte superior del ciclo, que ascienden hasta los 12,30 m del sondeo. El ciclo culmina con unas capas de litofacies de halita masiva y blanquecina que corresponden a la superficie del salar (0 m).

 

Cronología del sondeo

Cronológicamente, la datación de la capa de ceniza volcánica ubicada a los 46 m de profundidad del sondeo de ORSTOM (en el sondeo E-036 se encuentra a los 48 m de profundidad), efectuada por el método Ar40/Ar39, sugiere una edad de 191 000 ± 5000 años según Fornari et al. (2001) (Figura 10), sin embargo, Fritz et al. (2004) pone en duda esa edad, apuntando que a ese nivel los sedimentos del salar registran una edad de 59 000 años según el sondeo realizado por Duke University, donde se dataron varias halitas mediante el método U/Th, indicando que la halita que corresponde a los 100 m de profundidad, registra una edad de 170 000 años, y la halita que corresponde a los 116,5 m de profundidad registra una edad de 276 000 años, sugiriendo que las tasas de acumulación se redujeron drásticamente durante ese intervalo (Figura 10).

El año 2016 seis niveles de cenizas volcánicas fueron muestreados a distintas profundidades en el sondeo E-036, los mismos fueron datados en el Berkeley Geochronology Center de California, EEUU (Carvajal y Quezada, 2019), de acuerdo al siguiente detalle (Tabla1):

Tabla 1. Seis niveles de cenizas volcánicas fueron muestreados a distintas profundidades en el sondeo E-036.

Nivel Muestra Nivel (metros) (40Ar/39Ar)

Edad (años)

De Hasta
36D03 50,90 51,00 111 000
36D05 91,70 91,80 113 000
36D07 183,35 183,45 114 000
36D12 329,55 329,65 1 770 000
36D13 425,50 425,60 2 880 000
36D15 441,82 441,88 3 080 000

 

De acuerdo a estos resultados, la muestra más antigua es Pliocena (3,08 Ma), ubicada a 441 m de profundidad, prácticamente en el tope inferior del sondeo (Figura 10); a los 425 m, la muestra 36D13 reporta una edad de 2,88 Ma y a los 329 m, se obtuvo una edad de 1,77 Ma, sin embargo, a partir de 183 m, la muestra 36D07, reporta una edad relativamente reciente (114 000 años) en relación a las 3 edades anteriores, lo cual indicaría tasas de sedimentación elevadas entre 183 y 50 m, acumulando algo más de 130 m de sedimentos (halita principalmente) en 4000 a 3000 años (Figura 10). Este fenómeno podría corresponder a la llegada masiva de sal a la cuenca, probablemente, debido a la extrusión de diapiros del entorno, los cuales podrían estar relacionados a algún tipo de fallamiento.

 

Correlación de columnas litológicas de los sondeos profundos del Salar de Uyuni

Litoestratigráficamente, la parte superior del sondeo E-036 es similar a los sondeos previos realizados por ORSTOM en 1989 (121,24 m) y Duke University en 1999 (220,60 m). Sin embargo, las unidades descritas son más potentes en el sondeo E-036 debido a que se sitúa más próximo al depocentro de la cuenca según el estudio gravimétrico de Elger (2003) (Figura 3).

Las litofacies de halitas masivas, bandeadas e intersticiales, además de litofacies de yesos, margas, carbonatos y cenizas volcánicas identificadas en el sondeo E-036, son igualmente descritas, aunque con otras denominaciones, en los trabajos previos de Risacher & Fritz (2000), Fornari et al. (2001) y Fritz et al. (2004). A diferencia de estos trabajos, en el sondeo E-036 se identificó una litofacies adicional que corresponde a arcillas y limos rojos que se ubican en la parte basal del sondeo. Estas litofacies rojas no fueron identificadas en los sondeos previos a causa de las diferencias de profundidad (Figura 10). Al igual que en este estudio Fritz et al. (2004) y Lowenstein et al. (2005) asocian las litofacies identificadas a ambientes sedimentarios de tipo salt pan, perennial shallow saline lake y perennial fresh water lake que son identificadas en el sondeo E-036, con la diferencia de que el sondeo E-036 registra un cuarto ambiente denominado llanura lutítica (mud flat) (Figura 6) que comprende las litofacies de arcillas y limos rojizos ausentes en los sondeos previos.

Las litofacies de arcillas y limos rojizos de la base del sondeo E-036 que se presentan en forma de capas masivas y laminadas de un ambiente de llanura lutítica (mud flat), han sido descritas gracias a su identificación en el sondeo E-036. Petrológicamente, estas litofacies están conformadas mayoritariamente por illita y montmorillonita además de hematites, nontronita, cuarzo, calcita y albita.

En la Figura 10, se pueden observar las columnas estratigráficas de las 3 perforaciones profundas ejecutadas en el Salar de Uyuni, con una correlación gráfica, al oeste del sondeo E-036 se ubican los sondeos de ORSTOM a 36 km de distancia y Duke University a 25 km, en el sondeo realizado por ORSTOM (1989), se diferencian las 12 capas de halita (S – S12) y 11 capas de materiales finos (M1 – M11), el nivel rojo corresponde a la ceniza volcánica datada con 195 000 años; en el sondeo realizado por Duke University (1999), la línea esquemática muestra que hasta antes de los 100 m de profundidad, el sondeo registra 170 000 años, además se identifican los sedimentos lacustres que corresponden a los paleolagos Minchin y Tauca; el sondeo E-036 realizado por YLB (2015), alcanza los 460 m, duplicando en profundidad a los anteriores, en este sondeo se han identificado 30 capas de halita (masiva, bandeada e intersticial) y 17 capas de sedimentos finos (margas y carbonatos – arcillas y limos rojos), los cuales se han agrupado en 7 tramos mayores identificados por YLB (Carvajal, 2018), que corresponden a halitas, yesos, sedimentos lacustres, arcillas y limos rojos, además de niveles de cenizas volcánicas.

Figura 10. Comparación estratigráfica de sondeos profundos (Modificado de Carvajal, 2018)

 

EL SALAR DE UYUNI, EL DEPÓSITO EVAPORÍTICO MÁS GRANDE DEL MUNDO

Los salares más grandes del mundo se encuentran ubicados en el Altiplano andino, distribuidos entre el suroeste de Bolivia, el noroeste de Argentina y el noreste de Chile, zona geográfica denominada como el “Triángulo del Litio”, debido a que en esta área se concentra alrededor del 60 % de las reservas mundiales de este metal.

La mayor parte de las lagunas y salares del Altiplano boliviano se encuentran en depresiones cerradas, alimentadas por aguas superficiales, manantiales subterráneos y aguas termales. La baja precipitación pluvial con un promedio de 60 mm año, los cambios bruscos de temperatura entre el día y la noche de 12 °C a -30 °C, y la intensa radiació solar, hacen que estas lagunas se sequen constituyendo salares ricos en depósitos evaporíticos. En estos depósitos, los niveles de sal y sedimentos lacustres están impregnados con una salmuera intersticial, cada lago re-disuelve una parte de la costra de sal depositada por el lago anterior, haciéndolo cada vez más salado y concentrado.

 

Recursos de litio del Salar de Uyuni

YLB ha ejecutado la estimación de recursos en el Salar de Uyuni, en base a la información generada durante el periodo 2013-2016, durante este periodo la GNRE, perforó un total de 8775 m, distribuidos en 154 sondeos a diamantina, distribuidos en mallas de 10 x 10 km y 2,5 x 2,5 km, de acuerdo al espaciamiento de perforación propuesto para la evaluación de prospectos de salmuera (Houston et al. 2011), también se perforaron 108 pozos de bombeo, con un metraje total de 5792 m, en los cuales se realizaron pruebas de bombeo, para la obtención de parámetros hídricos (Gerencia Nacional de Recursos Evaporíticos, 2016).

Posteriormente, en los testigos obtenidos de las perforaciones, se realizaron análisis de muestras para la obtención de la capacidad relativa de liberación de salmuera (Figura 11), también se perforaron 4 estaciones de bombeo, distribuidas uniformemente en el área productiva, cada estación contó con 6 pozos, los cuales tuvieron una separación de 10 m entre ellos, con diferentes profundidades 10, 25, 50 y 90 m (Yacimientos de Litio Bolivianos, 2018).

Figura 11. Distribución de valores RBRC en profundidad por unidad litológica (Yacimientos de Litio Bolivianos, 2018).

 

Los modelos hidroestratigráficos se basaron en información geológica de sondajes exploratorios series E y PRG y DRG entre otros, y datos e interpretaciones geológicas, hidrogeológicas y geoquímicas proporcionadas por los geólogos del proyecto Salar de Uyuni. La modelación, el procedimiento y resultados fueron revisados y avalados por un QP (Qualified Person) y se consideran válidos y apropiados para una estimación de recursos minerales medidos, Indicados e Inferidos, tal como lo indica la CIM (Canadian Institute of Mining, Metallurgy and Petroleum) y enmarcado en la norma NI 43-101 (Yacimientos de Litio Bolivianos, 2018).

Los Recursos Minerales estimados extraíbles de litio en salmueras del Salar de Uyuni (recursos medidos e indicados), hasta una profundidad de 50 m, alcanzan a 2 millones de toneladas en el sector productivo, que comprende un área alrededor de 500 km², y está ubicada en el sector sur del Salar de Uyuni que corresponde a la desembocadura del delta del Río Grande (Tabla 2; Figura 12). Considerando los recursos inferidos en otros sectores del Salar de Uyuni se tienen 19 millones de toneladas de Li adicionales, alcanzando un total de 21 millones de toneladas de Li (Yacimientos Bolivianos de Litio, 2018).

Tabla 2 – Los Recursos Minerales estimados extraíbles de litio en salmueras del Salar de Uyuni.

Categoría del

Recurso Mineral

Litio

(toneladas)

Recurso Mineral Medido 1 352 624
Recurso Mineral Indicado 642 574
Medido + Indicado 2 002 690
Recurso Mineral Inferido 19 086 459

 

Figura 12. Mapa de recursos minerales estimados en el Salar de Uyuni (Modificado de Yacimientos Bolivianos de Litio, 2018)

 

Agradecimientos

A nuestros compañeros de la Dirección de Geología de la GNRE – YLB, que de una u otra forma nos ayudaron en la producción del presente trabajo, en especial a Marcelo Aldunate Mallea y Bernard Edwin Jurado Aramayo, que colaboraron con la revisión y aportes técnicos.

Al grupo consolidado de geología sedimentaria, adscrito al Departamento de geoquímica, petrología y prospección geológica de la Universidad de Barcelona, en especial a Lluís Gibert y Juan Diego Martín, quienes brindaron el apoyo desinteresado para los estudios de petrología, mineralogía y cronología.

 

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 10.31419/ISSN.2594-942X.v92022i1a6GQC