Trabjo de Lateritas 2005
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Geología de los Depósitos de Minerales Metálicos
Autor: Jorge Augusto Valera López Copyright © Perú 2005
CAPITULO VII
DEPOSITOS RESIDUALES
Son acumulaciones de minerales insolubles de Al, (Ni, Fe, Mn, etc.), dentro del
manto de intemperismo, se forman en zonas cratónicas y raramente en orógenas
(Tabla 7.1). Los principales requisitos para la concentración residual son:
1) Presencia de metales insolubles y no metales solubles.
2) Condiciones climáticas favorables.
3) Relieve moderado y
4) Condiciones tectónicas adecuadas.
PRESENCIA DE METALES INSOLUBLES Y NO METALES SOLUBLES es de
vital importancia. Las rocas primarias y depósitos endógenos que se encuentran en el
manto de intemperismo se descomponen por oxidación e hidrólisis, generando óxidos
e hidróxidos de Al, Fe, Mn, etc.; luego, la diálisis los purifica hasta convertirlos en
capas casi monominerálicas, por ejemplo, en bauxitas.
Se inicia en condiciones alcalinas evacuándose sulfatos y cloruros de K, Na, Ca y
Mg; carbonatos de metales alcalinos y alcalinotérreos, así como alumina; también
soluciones coloidales conteniendo sílice, compuestos de hierro y magnesio; luego bajo
condiciones ácidas se precipitan y acumulan hidróxidos de Al, Fe, Ni, etc.
Entre metales insolubles tenemos principalmente Al, Ni y Fe (Tabla 7.2); el
aluminio es el tercer elemento en abundancia en la corteza, (8.1%), se encuentra en
cantidades apreciables en casi todos los tipos de rocas (excluyendo peridotitas y
ortocuarcitas) y en el agua natural tiene una concentración pequeña, reflejando su
insolubilidad; el níquel está asociado a rocas ultramáficas (1,450 ppm, nódulos de
manganeso, de 3,120 ppm); el hierro abunda principalmente en basaltos (Wedepohl
1969 y 1971).
Geología de los Depósitos de Minerales Metálicos
Autor: Jorge Augusto Valera López Copyright © Perú 2005
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TABLA 7.1: DEPOSITOS RESIDUALES
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Mina T (m) %Fe %Al %Ni %Mn %Cr
Serov-Rusia 1,000 39.9 --- 0.04 0.26 1.37
Urales-Rusia 300 32.3 --- 0.4 1.4 1.0
Sangaredi-Guinea 180 --- 60.0 --- --- ---
Vermelho-Brasil 65 --- --- 2.0 --- ---
Burito-Brasil 60 --- --- 1.0 --- ---
Malka-Rusia 48 32.3 --- 1.6 --- 0.6
Dentro de rocas y depósitos endógenos el Al, Si, Fe, Mn, Ca, K, Na, etc, tienen
un comportamiento geoquímico diferenciado. El aluminio es de movilidad lenta; los
aluminosilicatos se transforman en minerales arcillosos, formándose caolinita,
halloysita y bauxita, en ambientes ácido de 3.5-5.7, 5.7-6.5 y alcalino de 7.5-8.5 de
pH, respectivamente. El silicio se descompone de silicatos y aluminosilicatos, en
medio alcalino 9-10 de pH, en clima cálido forman una solución de sílice hidratada o
silicato alcalino de gran solubilidad, que migra fácilmente (depletándose del manto de
intemperismo); bajo otras condiciones precipita y enriquece como cuarzo, ópalo y
calcedonia o compuestos alumino-silícicos y ferrosilícicos. El hierro existe como
mineral en depósitos endógenos y accesorio de rocas (Tabla 7.2); su descomposición
produce óxidos e hidróxidos de hierro, que migran lentamente y precipitan
mayormente en un medio de 3-7 de pH en la parte superior del manto de
intemperismo y el resto en la parte inferior.
_____________________________________________
TABLA 7.2:Abundancia de Al, Ni y Fe en rocas
Rocas Igneas %Al2O3 ppm Ni %FeO %Fe2O3
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Ultramáficas --- 1,450 --- ---
Peridotitas 4.0 --- --- ---
Basalto 14.1 130 --- ---
Toleíticos --- --- 9.5 3.2
Andesitas 18.2 18 --- ---
Granodiorita --- -- 2.6 1.3
Granitos 13.9 10 1.5 0.8
Sedimentarias
Cuarcitas 1.1 --- 0.2 0.4
Grawacas 13.5 40 3.5 1.6
Arkosas 8.7 --- 0.7 1.5
Lutitas 14.7 70 --- ---
negras --- --- 4.88 0.52
AGUA MARINA (en ppm) 0.001 0.0005 0.007 (Fe)
El manganeso se oxida formándose hidróxidos, en solución migra lentamente
precipitándose en medio ácido y acumulándose en la parte superior del manto de
intemperismo; en estado coloidal los óxidos absorven cationes de Co, Ni, Zn y Li en
porcentajes variables. El calcio y magnesio se lixivian al desintegrarse minerales
constituyentes de rocas, formando compuestos de fácil disolución, que en parte son
evacuados hacia la zona inferior, depositándose por reducción como carbonatos
secundarios, primero carbonato de calcio y luego magnesio.
La descomposición de rocas feldespáticas disuelve K-Na en compuestos que
fácilmente se evacuan del manto del intemperismo, originando una delgada zona
alcalina formada en medio básico entre dichas rocas. De acuerdo al tipo de roca
alterada, este manto presentará una serie de minerales comunes; cuando provienen
de rocas félsicas, limonita, goetita, hidrogoetita, hidrohematita, psilomelano (wad),
pirolusita, diáspora, boehmita y gibbsita; de rocas máficas, limonita, goetita,
hidrohematita, psilomelano, pirolusita, calcedonia y ópalo.
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CONDICIONES CLIMATICAS FAVORABLES existen en climas tropical húmedo
(relativamente menos en zonas sabanianas y bosques boreales o tundras) y no en
secos o calurosos; evacuándose (casi) completamente de álcalis, elementos alcalinos
térreos y sílice en un ambiente de alta temperatura y aguas con alto contenido de
ácidos húmicos; la humedad es favorable a las precipitaciones medianas, humedecen
el manto de intemperismo en forma estable y es regulada cuando laven materiales
solubles.
El manto de intemperismo (y el suelo laterítico) puede alcanzar en profundidad
decenas (centenares) de metros, acorde al tipo de roca granito, gneis, arcosa, riolita,
diorita, andesita y aún gabro, basalto, etc, alcanzan mejor espesor; en cambio calizas,
dolomías y cuarcitas son moderados.
PRESENCIA DE UN RELIEVE MODERADO que favorezca el desarrollo de un
manto de intemperismo potente, especialmente en zonas planas o mesetas
(elevaciones topográficas de decenas de metros), donde el proceso erosivo sea
mínimo; por el contrario, en terrenos de topografía relevante (montes medianos y
colinas), descenderá los niveles de base local y de aguas freáticas, generando una
nueva zona de erosión y un manto delgado.
CONDICIONES TECTONICAS ADECUADAS ocurren en zonas planas y estables
de la corteza continental, sin movimientos de bloques tectónicos y con un proceso
erosivo mínimo, permite el desarrollo de un manto de espesores y áreas
considerables y la acumulación de minerales metálicos residuales; por el contrario, si
no cumple estas condiciones el manto será delgado; y cuando los bloques tectónicos
son hundidos, formándose una cuenca, éste será cubierto por sedimentos posteriores,
enterrándose y a veces es inaccesible para la exploración y explotación.
1. PROCESO DE FORMACION
Formados por procesos de laterización y carstificación, principalmente en la zona
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de aereación y lentamente en la de saturación. Requiere de rocas de buena
permeabilidad (alta porosidad, fisuración o solubilidad de rocas), que facilite la
percolación profunda del agua (descenso lento y sincrónico) y formación del manto de
intemperismo potente y concentrado; por el contrario, adelgazará, cuando asciende e
inunda al depósito residual (se forma a profundidad de 100, 200 y, raramente, llegan a
1,500 metros en fisuras con aguas circulantes).
LA LATERIZACION es el principal en rocas máficas, ultramáficas y alcalinas,(se
alteran más fácilmente que las félsicas), generan un manto de intemperismo o
laterítico, constituído por óxidos e hidróxidos de Fe, Al, Mn, etc, cuyo contenido es
variable de 100 a 90% se denominan laterita verdadera, 90 a 50% laterita silicosa, 50
a 25% roca laterítica y de 25% a 0% lutita o marga; se explica por dos hipótesis: 1)
Por estadíos, y 2) Por síntesis (Smirnov 1982).
Por estadíos, considera que la formación de mantos lateríticos pasa por 3 etapas.
En la 10 se transforman en rocas constituídas por hidrómicas; los minerales máficos
son alterados a cloritas e hidrómicas y a montmorillonita-beidellita, los carbonatos se
lixivian y los sulfuros se oxidan y finalmente los álcalis, tierras alcalinas y en parte la
sílice son evacuados. En la 20 se transforman en minerales arcillosos; las hidrómicas
se alteran a caolinita, se acumulan hidróxidos de hierro como compuestos acuosos
(hidrogoetita) y los álcalis y sílice siguen evacuándose. En la última, se desintegra la
caolinita, se evacua la sílice y la alumina libre se separa en forma de gibbsita; puede
observarse una mineralización superpuesta de vetillas e inclusiones de chamosita,
siderita y pirita.
Por síntesis, consiste en la acumulación de soles libres de hidróxidos de Al, Si, Fe,
etc, después de la solubilización y evacuación de los silicatos. Luego de la
descomposición de silicatos surgen hidrosoles cargados positivamente como
hidróxidos Al2O3.nH2O ó Fe2O3,mH2O, y negativamente como SiO2.pH2O ó
MnO2.qH2O, etc; que se precipitan como gels por coagulación al encontrarse dos
soles de signo contrario. Algunos hidrosoles como Si, Fe, Mn, etc. se conservan en
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solución y pueden evacuarse del manto laterítico. La precipitación de hidróxidos de
aluminio y evacuación de sílice dan lugar a la formación de mantos de intemperismo
arcilloso o lateritas bauxíticas.
Los mantos lateríticos presentan un zonamiento característico encontrándose 4
zonas de abajo hacia arriba:
1) Inferior de micas, clorita hidrómicas e hidrocloritas, por hidratación inicial en
rocas a través de fisuras en un ambiente alcalino con 8.5-9 de pH.
2) Hidrocloritas por hidratación y lixiviación en ambiente con pH que varía entre
7.5-8.5.
3) Nontronita y caolinita por hidrólisis inicial en un pH de 5-8 y
4) Superior de hidróxidos de Al, Fe y Mn por hidrólisis en un ambiente con pH
menor de 5.
LA CARSTIFICACION ocurre en rocas carbonatadas (caliza, dolomía; areniscas y
lutitas cementadas con calcita) o solubles (yeso y anhidrita; sales) al reaccionar con
aguas meteóricas, produciendo cavidades denominadas carst. donde se redepositan
minerales metálicos residuales como Al, Fe, Fe-Ni-Mn, Pb-Zn-Ag-Cu y Hg, etc;
generalmente, sobre una superficie de disconformidad o están separadas por un
complejo permeable.
Los principales carsts (controlados por modelos de fracturamiento, estratos o
fallos) pueden manifestarse como: 1) Chimeneas ramificadas con ejes largos "
ortogonales y vetillas finas, en fracturamientos de la roca de caja o superficies de
disconformidad; 2) Lentes y/o grupos de bolsonadas a lo largo de superficies de
disconformidad, sobre una permeable reducida o napa freática fósil; 3) Cuerpos "
equidimensionales, localizados en zonas cizalladas o fracturadas; y/o por estratos "
permeables; y 4) Vetas (o ramales) o grupos de lentes, en fallas (rumbo o normales).
El tamaño de estas cavidades varía de acuerdo a estos siguientes factores: 1)
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Posición relativa de factores topográficos controlantes (distancias verticales y
horizontales de zonas de saturación y aereación); 2) Intensidad de agentes de
carstificación o intemperismo; 3) Condiciones favorables (solubilidad, sistema de
fracturamiento, etc.); y 4) Tiempo necesario durante el cual la carstificación tome lugar
(en Italia-Yugoslavia más de 2,000 km2).
Los cuerpos mineralizados se presentan dentro de cavidades cársticas; tienen
texturas de acumulación como brechas de colapso, crustificación, estratificación (con
estructuras colíticas y pisolíticas), a veces cristalización idiomórfica y coloforme;
también piritas framboidales y calcedonias recristalizadas. El mineral puede ser
autóctono de la misma roca de caja o alóctono traído de lejos por aguas meteóricas
subterráneas.
Los cuerpos mineralizados pueden formarse:
1) En roca de caja techo en carst, en zonas de fallas de ruptura, a veces,
acompañados de brechas, otras constituídas por costras anilladas de baritina y calcita
que se propagan en profundidad.
2) Enlazados con el derrumbe de cavidades cársticas, de inclinación abrupta y a lo
largo de fallas de ruptura en calizas; zonas de derrumbe semejantes ocurren en
regiones de denudación y carstificación prolongada. Conduce a engendrar bloques y
fragmentos de rocas carbonatadas con orientaciones diversas, formando en conjunto
macizos con gran cantidad de vacíos. El cierre de éstos se realiza a menudo por
relleno con soluciones magmáticas e hidrotermales.
3) Con uranio (en la arenisca derrumbada, Colorado-EEUU), formados en la zona
de derrumbe de rocas sobre carsts, que ocurren en capas de caliza con declive
suave, se presentan en cratones atravesados por fallas de ruptura; los cuerpos
mineralizados tienen forma de vetas entrecruzadas de hasta 600 metros de extensión
y 200-250 metros de amplitud vertical.
Los carsts son cavidades generadas por disolución, corrosión y colapso de rocas
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carbonatadas por aguas meteóricas en condiciones climaticas tropical-templado en
zonas costeras. Las aguas son connatas (o fluídos de compactación en cuencas
sedimentarias) o provienen de profundidad, constituídas por CO2 y/o ácidos húmicos
en regiones de vegetación espesa o H2SO4 y Fe2(SO4)3 en complejos conteniendo
sulfuros (especialmente pirita) o cloruros alcalinos; la disolución aumenta en zonas de
fallamiento o intersección de fracturas. Actúan como trampas y filtros de aguas
meteóricas, al entrar depositan sus partículas por disminución de la turbulencia
concentrándose bauxitas, arcillas, diamantes y minerales pesados.
La formación de depósitos cársticos depende de la circulación de aguas
meteóricas, ya sea en la zona de aereación, saturación superior, y/o saturación
inferior (Fig. 7.1, Cvijic 1918). En aereación, fluyen en forma casi vertical, sobre fisuras
y cavidades, aguas ácidas con contenidos de CO2 disuelto, generan una zona de
oxidación que favorece la descomposición de silicatos de calcio y alcalis,
depositándose sílice como calcedonia, ópalo, ágata y cuarzo; además clastos
gruesos, estalactitas, estalagmitas, óxidos y se forman cortezas de baritina en las
paredes; el agua al fluir incrementa gradualmente su pH por la continua disolución de
carbonatos, favoreciendo la deposición de sales.
FIG. 7.1: Esquema de formación de un depósito cárstico. Zonas: A:Aereación,
B:Saturación superior, y C:Saturación inferior. 1:Depósito de clásticos gruesos,
2:Depósitos de clásticos finos y (bio) químicos, y, 3:Zona de fracturamiento
(modificado de Cvijic 1918).
En saturación superior, circulan aguas (menos ácidas o neutras) lentamente a una
velocidad de 3-100 metros/hora en fisuras y galerías (predomina la disolución química,
deposición detrítica fina y de óxidos y sulfuros, basificación completa del agua); en
saturación inferior las aguas permanecen estancadas sobre un complejo
impermeable, tienen un ambiente neutro a reductor que permite una sedimentación
ultradetrítica y (bio)química (la sulfuración biogénica depósita sulfuros).
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La variación del pH también afecta la deposición. Así, el aumento de pH da lugar a
la deposición de Fe(OH)3 a un pH = 2.3, Fe(OH)2 a un pH = 5.5, Ni(OH)2 a un pH = 6.7
dando lugar a una deposición transicional cuando níquel y hierro están presentes. Se
considera que la deposición del mineral es peneconcordante y posterior a la formación
de roca de caja. Los estudios de inclusiones fluidas dan temperatura de formación
entre 70 y 140EC para paleocarst y de 30-50EC para carst actuales (Wolf 1976).
2. TIPOS DE DEPOSITOS
2.1 LATERITAS DE NIQUEL
Son mantos desarrollados por intemperismo químico en rocas serpentinizadas
(peridotita y dunita), afectando principalmente al olivino forsterítico que tiene un
contenido de 0.3-0.4% Ni; a veces sobre depósitos de sulfuros de níquel, pero son
raros, como es el caso de Australia Occidental. Están relacionados a secuencias
ofiolíticas que ocurren en zonas orogénicas o arcos insulares (Nueva Caledonia, etc.)
y zonas cratónicas (Brasil, Australia, etc.) que han sufrido levantamiento (tienen 60-
70% de reservas mundiales; Colin y otros 1990, Golightly 1981; Tabla 7.3, Fig. 7.2).
__________________________________________
TABLA 7.3: DEPOSITOS LATERITICOS DE NIQUEL
___________________________________________
Nueva Caledonia: Thio, Poro, Kouaoua, Nepoui, Cuaco.
Indonesia: Sulawesi, Halmahera
Filipinas: Nonoc Island, Marinduque
Australia: Greenvale, Rockhampton, Wingellia
Costa Ivory: Moyango, Sipilou, Founguesso
Burundi: Buhinda
Brasil: Minas Gerais, Goias, Piaui, Para
Colombia: Cerro Matoso
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Venezuela: Loma de Hierro
República Dominicana: Falcondo
Cuba: Moa Bay, Nicaro
Guatemala: La Gloria, Cristina
EEUU: Oregon, Riddle
Grecia: Marmara, Neón Kokinon
Yugoslavia y Albania: Kosovy y Rzanovo
Rusia: Ucrania, Urales del sur.
___________________________________________________________________
FIG. 7.2: Distribución mundial de las lateritas de níquel (Adaptado de Golightly, 1981).
Estos depósitos ocurren sobre vastas áreas, donde la roca madre tiene las
siguientes características:
1) Ausencia de cuarzo en peridotitas; el cuarzo actúa como "buffer" (para que no
varíe el pH), permitiendo la estabilidad de arcillas silicatadas, especialmente, caolinita.
2) Inestabilidad del olivino y serpentina al intemperismo químico, formándose
capas lateríticas gruesas en peridotitas (en la mayoría de los casos), y delgadas e
intemperismo débil en rocas cuarzo-feldespáticas y piroxenitas.
3) Los residuos insolubles representan una pequeña porción dejada por el
intemperismo de rocas peridotíticas.
El producto laterítico final está constituído esencialmente por óxidos e hidróxidos
de Fe, (Cr y Al), alcanzando 90% en la roca intrusiva madre (Tabla 7.4), un porcentaje
menor en residuos provenientes de rocas carbonatadas (Besset y Coudray 1978).
Las lateritas niquelíferas están constituídas por un material intemperizado que
provienen de soluciones verdaderas, coloidales, de un material sedimentado
originados a muchos kilómetros de la roca madre, transportada lateralmente por
solifluxión del suelo, a distancias cortas (decenas de metros),
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El intemperismo de serpentinas se realiza por hidrólisis; a partir de la
ferroserpentina surge la ferribeidelita, luego ferrimontmorillonita, después
ferrohalloysita y finalmente hidróxidos de hierro, durante todo este proceso se lixivian
elementos solubles, primero el magnesio que pasa a solución en forma de sales
sulfurosas y carbónicas y luego sílice.
____________________________________
TABLA 7.4: LATERITA de NiNEPOUI-NUEVA CALEDONIA
_____________________________________
ROCA MADRE RESIDUO FINAL
Cr2O3 0.29% 3.2%
Fe2O3 8.20 = 9% 91.2%
Al2O3 0.50 5.6%
MgO 38.70 ──────
SiO2 42.00 Total 100%
CaO 0.15
MnO 0.08
NiO 0.29 ───────
Total 90.21
El níquel se encuentra predominantemente en el olivino (en parte en el piroxeno
rómbico, anfibol y clorita), que al descomponerse se forma una solución acuosa con
bicarbonato, raramente sulfato y a veces como un sol Ni(OH)2 (separándose el níquel
del hierro y manganeso del cobalto); se deposita como mineral primario o secundario
en la parte inferior del manto de intemperismo; en la parte superior a veces se
deposita conjuntamente con hidróxidos de hierro; este proceso lo enriquece 5, 10 ó 15
veces respecto de la roca madre.
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Se conocen dos tipos de depósitos de acuerdo a la morfología del cuerpo
mineralizado: Areal y lineal. El 11 asociado al manto de intemperismo de rocas
ultramáficas y ocurren en mesetas, frecuentemente en contacto con diques de rocas
máficas y félsicas. La mineralización se presentan como capas o lentes con un
espesor de 3 a 20 metros; perfil vertical saprolita (cerolita)-nontronita-ocre o saprolita-
ocre. Se les encuentra en Kempirsai y Aidarbak-Rusia y en Cuba. El 21, en regiones
de relieve montañoso, zona de fallas tectónicas en rocas ultramáficas y en contacto de
éstas con mármoles. Se conocen en junturas en forma de cuña o de lentes o capas de
3 a 10 metros de espesor; un perfil zonado saprolita-ocre. Se les encuentra en
Rogozhinsk-Rusia y en Nueva Caledonia.
Estas lateritas niquelíferas presentan un zonamiento distintivo generalizado,
distinguiéndose 4 zonas: 1. Ocrosa, 2. Nontronítica, 3. Saprolítica, y 4. Roca Madre
(Fig. 7.3, Golightly 1981, Smirnov 1982).
ZONA OCROSA, parte superficial y superior del perfil laterítico, constituído por
hidróxidos de hierro producto de hidrólisis y de un intemperismo completo; presenta
una potencia media de 6 metros y, algunas veces, contiene depósitos comerciales de
níquel. Se pueden reconocer 3 subzonas: 1. Ferricreta, 2. Laterita Roja, y 3. Laterita
amarilla.
Superficialmente presenta una corteza denominada ferricreta, con tubos y vetillas
de goetita coloforme o pisolitas de goetita " hematita; debajo y localmente limonita
transportada de apariencia conglomerádica (guijarros), generalmente, de color rojizo
por la presencia de hematita. Los residuales de la roca madre son talco y espinela
cromífera; no se encuentra asbolita.
FIG. 7.3.- Modelo de zonamiento en lateritas niquelíferas. 1:Ocrosa, 2: Nontronítica;
3:Saprolítica; y, 4:Roca madre (Modificado de Smirnov 1982).
En la parte inferior hay una limonita goetítica (fina, menor de 44 micrones) in situ
(o saprolita fina), acompañados de hidróxido férrico amorfo y una menor y rara
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gibbsita; también concreciones de 0.01-1 milímetro, constituídos por hidróxidos de
manganeso, goetita, gibbsita y espinelas cromíferas; y residuos, talco, espinelas
cromíferas y vetillas de cuarzo y boxwork. Cuando en un perfil laterítico no ocurre la
zona nontronítica se pueden encontrar interdigitaciones y nódulos de asbolita en su
parte basal. Las estructuras y texturas de roca madre pueden ser visibles, pero están
aplanadas debido al colapsamiento del suelo limonítico; el níquel asociado a
hidróxidos de hierro y manganeso, tiende a concentrarse en profundidad, alcanzando
raramente 2% (o económicas), además, Co, Al y Fe (a veces manganeso conteniendo
zinc e ítrio).
ZONA NONTRONITICA Está entre la limonítica y saprolítica, constituido por
nontronita (a veces con contenidos de niquel), acompañados de ferribeidelita y
ferrimontmorillonitas, hidróxidos de manganeso con cobalto adsorbido en cantidades
económicas y silificación masiva (Brolga-Australia, Barro Alto-Brasil) con potencia
media de 4 a 12 metros. El cobalto se presenta con leyes que varían entre 0.03 a
0.07%; se encuentran en Nicaro-Cuba (Linchemat y Shirokova 1964), Cerro Matoso-
Colombia, Barro Alto-Brasil, etc.
ZONA SAPROLITICA, de serpentinas descompuestas, semidestruídas o
lixiviadas, a veces grada uniformemente hacia la roca madre o se constituye por
núcleos de roca inalterada bordeadas de saprolitas lixiviadas. Se encuentra
enriquecida por acumulaciones de minerales de níquel secundario como garnierita
Ni4(Si4O10) (OH)4.4H2O, rewdinskita (Ni,Mg)6(SiO10)(OH)8; en menor cantidad nepouita
(variedad cristalina de rewdinskita), aidirlita Ni12Al14(SiO4)3(OH)4.11/2H20 y revdinita
(ferribeidelita niquelífera). El níquel tiene un contenido medio que varía de 0.5 a 5% y
promedio de 1%; a consecuencias de la sorción directa e intercambio, forma parte de
la ferrimontmorillonita, ferribeidelita, silicatos magnesianos, clorita, etc. En la parte
inferior se acumulan carbonatos de Mg (Ec 7.1), Ca y Fe redepositados que penetran
en la zona de serpentinas alteradas.
Mg6Si4O10(OH)8 + H2O + CO2 -< MgCO3 + SiO2.nH2O (EC. 7.1)
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serpentina magnesita
Bloques o clastos de roca madre parcialmente descompuestos ocurren alrededor
de zonas de fracturas o raramente en conglomerados peridotíticos, separados por
grietas o huecos conteniendo cantidades variables de garnierita, sílice y (raramente
magnesita), estos cristalizan de precipitados coloidales, constituídos generalmente por
cuarzo calcedónico y por la serie talco-kerolita-pimelita respectivamente; también se
observan lizardita-nepouita, crisotilo-picoraita, antigorita-schuchardita, sepiolita-
falcondoita y capas mezcladas de clinocloro Ni-vermiculita.
Las texturas de esta roca se conservan intactas en esta zona; olivino y piroxeno
son destruídos, mientras que serpentina y clorita muestran magnesio reducido, un
incremento fuerte del contenido de níquel-hierro y algún desarreglo estructural en
capas silicatadas. La smectita, cuarzo, hidróxido férrico y sílice aparecen como
reemplazamientos pseudomorfos del olivino, a veces, de serpentina. La alteración es
esencialmente isovolumétrica, generando una saprolita porosa con promedio de 1.4-
1.0 y raramente alcanza 0.5 (toneladas/metro cúbico).
Entre las zonas de saprolita y limonita, algunas veces se desarrolla otra intermedia
presentando boxwork de cuarzo o silicificación masiva y penetrando a la zona de
formación temprana o de vetillas y guijarros de cuarzo en una matriz de limonita o
minerales de smectita; puede tener una gradación similar, con una nontronita rica en
níquel-cromo y goetita, esta ocurre por reemplazamiento de todos los componentes
de la roca madre excepto cromita y talco; no se observa smectita; sus grietas y
cavidades están alineados con micronódulos y concreciones de asbolita (mezcla de
litioforita y criptomelano), en muchos casos ocurre otra silícea intermedia antigua
conformando el miembro superior del perfil y generando una capa protectora a la
erosión de saprolítica.
El tipo de saprolita depende de la roca madre, ambiente climático y duración del
proceso de laterización, conociéndose saprolitas desarrolladas en peridotitas no
serpentinizadas, serpentinizadas y parcialmente serpentinizadas (los comunes). Los
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bloques residuales de rocas tienden a presentar bordes saprolíticos de espesor
intermedio. La cantidad de garnierita y sílice en fracturas interbloqueadas es
moderada y groseramente proporcional a la cantidad de olivino fresco en la roca
receptora. En las desarrolladas en peridotitas totalmente serpentinizadas el níquel
puede alcanzar 3.7%.
SIPILOU - COSTA IVORY
Se encuentra en la parte occidental de Costa Ivory en el área de Sipilou, donde los
cuerpos ultramáficos han sido intemperizados produciendo concentración de níquel
(Nahon- 1982), manifestadas dentro de la provincia charnokítica constituída
esencialmente por gneis (de hiperstena).
El clima del área es tropical -variedad sabaniana- presentando estaciones húmeda
y otra seca de 6 meses cada una; la húmeda de abril a octubre presentando un
máximo pluviómetro de agosto a septiembre y precipitación media anual de 1,600
milímetros. Las rocas ultramáficas presentan una zona intemperizada con perfiles
potentes que aumentan pendiente abajo, este puede ser subdividido en: 1) Roca
madre, 2) Capa transicional,(su espesor varía entre 1-9, ocasionalmente 15 metros),
3) Capa ferruginosa-ocrosa (6-30 metros), 4) Capa ferruginosa roja púrpura (3-15
metros; Fig. 7.4).
La roca madre es una dunita serpentinizada constituída por grandes cristales de
forsterita cruzadas por una malla de serpentina (láminas o fibras de antigorita y
cristales individuales de clorita); como accesorios, magnetita y cromita. En la cima hay
fracturas cubiertas y rellenas con carbonatos magnesianos y a los bordes grada a
facies ortopiroxenítica (enstatita, a veces bronzita o harzburgita).
FIG. 7.4: Zonamiento de perfil lateríco en el depósito Sipilou-Costa Ivory. Variación
química de níquel y otros elementos en el perfil lateríco. 1:Capa ferruginosa roja
púrpura, 2:Capa ferruginosa-ocrosa, 3:Capa transcisional, 4:Roca madre, 5:Ni,
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6:Al2O3, 7:Fe2O3, 8:SiO2 y 9:MgO (Adaptado de Nahon 1982).
La "transicional" tiene pocos centímetros; hacia la parte inferior cambia el color a
marrón verduzco pálido, presenta reliquias de roca madre fresca (de textura definida)
y de pocos milímetros a centímetros de tamaño; en la superior es amarillenta y tiene
pequeñas áreas amorfas de roca madre; el olivino puede transformarse a iddingsita,
clorita o smectita; piroxeno a talco, smectita, óxidos e hidróxidos de hierro; serpentina
a óxidos e hidróxidos de hierro; por último, la iddingsita, talco y smectita a óxidos e
hidróxidos de hierro (presenta garnierita y alcanza 3% Ni en el tope de esta capa).
En la "ferruginosa ocrosa", la mayoría de minerales arcillosos secundarios se
transforman a óxidos e hidróxidos de hierro y luego a Al, Ni o Cr, desilicificando y
aumentando el contenido de Fe2O3 hasta 80%; sobre la capa desilicificada se
acumulan favorablemente óxidos e hidróxidos de hierro. La "ferruginosa roja-púrpura"
está constituída por una matriz ferruginosa y esqueletos de granos de cuarzo; hacia el
fondo ocurre gibbsita en forma nodular, su espesor disminuye en pendientes y
aumenta en la meseta, la caolinita (acompañada de goetita y gibbsita) prevalece sobre
el talco. El níquel se encuentra como inclusión en la goetita y tiene entre 1.5-2.5%.
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2.2 LATERITAS BAUXITICAS
Es una mezcla hidrogelatinosa de minerales de aluminio como gibbsita (la más
común) Al(OH)3, boehmita AlOOH y diáspora AlO(OH), en zonas cratónicas. Son
conocidos en Arkansas, Georgia y Alabama-EEUU, Belgorod y Central Timan-Rusia,
Guyana, Brasil, etc. (Fig. 7.5, Valeton 1972). El potencial del mundo occidental en
todos los tipos de bauxitas es de 10,780 millones y reservas de 3,410 millones de
toneladas métricas (Smirnov 1977).
FIG.7.5: Distribución de los principales depósitos bauxíticos en el mundo (Adaptado
de Valeton 1972).
La mineralización no ha sido estudiada en detalle, pero se sabe que las
Mesozoicas son boehmíticas y Cenozoicas gibbsíticas; también que la boehmita se
forma en zona de lixiviación y la gibbsita en la de saturación. Generalmente la
hematita está confinada principalmente a la zona superior o boehmítica. Asimismo
puede encontrarse caolín o halloysita en la mayoría de estos depósitos.
El manto de intemperismo laterítico es del tipo areal, ocurre sobre rocas
relativamente ricas en aluminio, bajos de hierro y cuarzo libre, como sienita nefelítica
en Arkansas-EEUU, Minas Gerais-Brasil, Isla de Los, Nueva Guinea, etc.; félsicas en
Ucrania-Rusia, India, Africa, Indonesia, Australia y Brasil; máficas en Bombay,
Madhya y Pradesh-India, Timan-Rusia, Nueva Guinea, Irlanda del Norte, EEUU, etc.
Estos depósitos ocurren del Mesozoico a la actualidad.
Las bauxitas representan (macroscópicamente) una roca blanda o compacta,
dureza de 2-4, densidad alrededor de 2.5, color blanco, gris, amarillo y rojo; tienen
texturas de reliquia masiva de la roca madre y concrecionaria (cuando son menores
de 2 milímetros se denominan oolitos y si son mayores pisolitas), una de las
principales condiciones para su formación es su ocurrencia en un clima tropical
húmedo o subtropical, donde la temperatura varía entre 18 y 32EC, favorable para la
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descomposición de silicatos, liberando sílice en solución (silicato alcalino), en medio
alcalino, pH debajo de 10 y un contenido bajo de CO2. La abundancia de CO2 en la
estación húmeda dificulta la lixiviación de sílice y en estación seca es favorable
formando y estabilizando de Al2O3 y Fe2O3. En ambientes ácidos con un pH debajo de
3 el hierro tiende a migrar, enriqueciéndose el residuo de alumina (Plumb y Gostin
1973, Valeton 1972).
Una abundancia de agua y otros reactivos capaces de solubilizar rocas son
necesarias para descomponerlas. Disolventes adecuados para sílice son ácidos
carbónico y orgánico a silicatos y carbonatos alcalinos. Las bacterias también pueden
contribuir a provocar la solución y redeposición de la alúmina. El sulfato alumínico en
solución es reducido por procesos bioquímicos en presencia de carbones e hidróxidos
de aluminio.
La descomposición de la roca madre se inicia con los silicatos pétreos, remoción
de elementos de tierras raras y algunos álcalis y sílice, acumulándose minerales
arcillosos; luego una desilicatación y concentración de la alúmina libre en forma de
gibbsita, boehmita y diáspora; finalmente complicaciones, mezclándose carbonatos y
sulfuros, etc, en la composición inicial de bauxitas, y algunas veces, por reargilización
parcial por efecto de compuestos introducidos por aguas de percolación. En rocas
silicatadas (granito, gneis, lutita) en zonas tropicales, se genera un peril laterítico
"típico" donde se distinguen las siguientes capas o zonas de arriba hacia abajo (Fig 7.
***? Zeegers y Leprun 1979):
1) Suelo residual: cubre la superficie, constituído por arenas al tope y arcillas al fondo;
suelto con o sin humus. El espesor varía de centímetros a un metro.
2) Zona limonítica : Es ferrosa (ferricreta), de 5-15 metros de espesor, constituída por
hematita y goetita (hidróxidos de aluminio y hierro), de color blanco, rosado o rojizo.
Se dividen en dos sub zonas, una superior resistente, porosa y compacta, de 1-5
metros de espesor que cubre mesetas; su estructura y textura es variable,
mayormente concrecionaria (pisolita) y fragmental de hematita o goetita, cementado
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por los mismos minerales; están acompañados de bolsonadas de arcillas. Hacia abajo
grada a otra similar pero de constitución blanda, conformada por goetita-hematita
dentro de una matriz arcillosa (gibbsita o caolinita).
3) Zona arcillosa: Constituida por pequeñas concentraciones de caolinita y gibbsita,
acompañados de pisolitas de goetita-hematita accesoria.
4) Zona saprolítica o litomarga: por arcillas residuales, caolinita y/o montmorillonita,
nontronita y clorita; con preservación de la textura de la roca madre. Es la zona de
transcisión entre roca madre y manto de intemperismo
5) Roca madre: Es la base del perfil laterítico; se halla fracturada, en bloques,
blanqueada en la parte alta.
El intemperismo en rocas ultramáficas, máficas, granito y lutitas genera un
perfil laterítico completo: en calizas puras, la zona limonítica (marrón-rojiza) dentro del
perfil, sin formarse la zona arcillosa y saprolítica; en cuarcitas, se hallan areniscas
cuarzosas y hacia abajo cuarcita parcialmente chertificada; en este caso no se
desarrolla.
La zona limonítica está conformada por boehmita, diáspora y gibbsita, asociados
con caolinita, halloysita, montmorillonita, beidellita, hidróxidos de hierro y manganeso;
y accesorios, calcita, siderita, dolomita, cuarzo, ópalo, rutilo, apatito, vivianita, baritina,
etc. Estas bauxitas forman masas friables, cavernosas, compactas, clásticas y
oolíticas; sobre rocas alcalinas (sienita nefelinica, sienita, fonolita y anortosita),
caracterizadas por ser ricas en aluminio y deficientes en cuarzo producen bauxitas de
alta calidad, pero existen pocos yacimientos (Arkansas-EEUU, Isla de Los, Pocos de
Caldas-Brasil). Las provenientes de rocas máficas y ultramáficas (gabro,
anfibolitas,(greenstones") son ricas en hierro (23-30% Fe2O3; 40-50% Al2O3) y gradan
a rocas ferrosas ("ironstones") alumínicas; asimismo son altamente titaníferas. El
contenido de alúmina en un depósito debe exceder el 50%, el contenido de hidróxido
de hierro no tiene gran importancia y se admite hasta 20-25%. La impureza más
dañina es el ácido silícico; el radio de alúmina/silicato varía de 12/1 a 10/1 y la
concentración, generalmente, alcanza 4 a 6 veces el promedio de la roca original. El
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metamorfismo de las bauxitas forma corindón y esmeril.
HAZARIDADAR - INDIA
Está ubicada al Oeste de Calcuta y cerca de la ciudad de Amarkantak en la meseta
basáltica de Hazaridadar (200-300 metros), donde se ha desarrollado un perfil
laterítico de 20-30 metros de espesor, dividido en 7 zonas: 1) Suelo, 2) Laterita
pisolítica, 3) Bauxita con laterita, 4) Laterita, 5) Litomarga, 6) Basalto alterado y 7)
Basalto (Tabla 7.5, Sastri y Sastri 1982, Fig. 7.6).
Sobre su tope ocurre una capa de suelo de 1-5.5 metros de espesor, de color gris
a verde terroso y negro. Debajo del suelo una laterita pisolítica constituída,
principalmente, por pisolitas de material ferruginosa limonítico masivo y denso, color
púrpura y marrón y en una matriz (zona compacta y dura). los principales minerales
son hematita, caolinita, goetita y gibbsita con cantidades menores de anatasa. Debajo
una zona de bauxita con limonita, económicamente esta es la zona principal y
contiene bloques de bauxita mezclada con goetita. La bauxita está conformada
principalmente por gibbsita y boehmita. Como accesorios ocurren hematita, rutilo,
caolinita y cliachita.
En la zona denominada laterita ocurren principalmente gibbsita, hematita, goetita y
caolinita acompañado de minerales accesorios como boehmita y rutilo; de color
marrón a rojo, de naturaleza cavernosa y, a veces, pisolítica; presenta cavidades
vesiculares y vermiculares frecuentemente rellenadas con arcillas ferruginosas; debajo
ocurre la litomarga o saprolita, es el horizonte más bajo de su perfil, constituída por
arcillas de varios colores, baja densidad (0.94). Mineralógicamente la caolinita y
goetita son predominantes, como accesorios, hematita y rutilo. Debajo del perfil se
presenta un basalto alterado, como mineral poroso negro verdoso o marrón grisáceo
constituído por bloques de basalto con un intemperismo esferoidal típico; el lecho
rocoso constituído por un basalto negro grisáceo, de grano medio a fino y observado
comúnmente en partes bajas de la meseta. Su formación implica esencialmente un
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proceso de desilicatación y deshidratación. En términos absolutos no existe ganancia
o pérdida de TiO2 y Al2O3 durante su evolución, ésto implica adición de agua y pérdida
de gran parte de la sílice, una parte del Fe2O3, de todo el P2O5, MgO, CaO, Na2O y
K2O de la roca madre.
FIG.7.6: Perfil laterítico de Hazaridadar-India. Variación química de los constituyentes
principales. Zonas: I:Suelo, II:Laterita pisolítica, III:Bauxita con laterita, IV: Laterita,
V:Litomarga, VI:Basalto alterado y VII:Basalto. Constituyentes químicos: 1:Al2O3,
2:TiO2, 3:Fe2O4 y 4:SiO2 (Adaptado de Sastri y Sastri 1982).
La bauxitización del basalto puede realizarse en 3 estadíos: El 11, desilicatación,
por pérdida de SiO2, CaO, MgO, P2O5, Na2O y K2O, formando litomarga. El 21,
laterización, en el tope del perfil conformada por Fe2O3 y Al2O3. El 31, bauxitización,
redistribuyendo Al2O3 al tope y un horizonte inferior rico en Fe2O3.
___________________________________________________________________T
ABLA 7.5:COMPOSICION QUIMICA DEL PERFIL LATERITICO DE
HAZARIDADAR-INDIA
___________________________________________________________________
Espesor SiO2 Al2O3 Fe2O3 TiO2
ZONA Promedio % % % %
1) Suelo 1.5 mts. -- -- -- --
2) Laterita pisolítica 2.0 mts. 17.90 38.84 37.93 5.33
3) Bauxita con laterita 3.5 6.02 53.73 31.30 8.95
4) Laterita 6.5 7.44 45.78 39.19 7.59
5) Litomarga 11.0 32.87 36.23 24.17 6.73
6) Basalto alterado -- 42.74 23.45 28.53 5.28
7) Basalto -- 62.67 16.42 18.37 2.94
___________________________________________________________________
2.3 LATERITAS LIMONITICAS
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Se les encuentra en Klilum-EEUU, Serov, Malka y Urales-Rusia; Conakry-Guinea,
Lidener Mark-Alemania, Mokra y Rzhanovo-Yugoslavia, Cuba, Filipinas, etc.;
distribuídos ampliamente en todos los continentes excepto en zonas glaciadas.
Ocurren en trópicos por intemperismo de minerales ferro-magnesianos de rocas
máficas y ultramáficas (ricas en hierro y deficientes en sílice), como serpentinitas,
dunitas y peridotitas.
Presentan un perfil laterítico similar a depósitos de laterita bauxítica. Tienen una
zona superior ocrosa, hacia abajo son silicificadas, serpentinizadas, lixiviadas y
carbonatizadas, contiene mineralización residual de hierro, tiene un espesor y área
limitados, en espesor alcanzan 20 metros, en promedio 6 metros, dando lugar a un
bajo potencial, consecuentemente a depósitos que en su mayoría no son comerciales.
La mineralogía está constituída por goetita e hidrogoetita, presentando trazas de
calcedonia, ópalo, nontronita, clorita ferruginosa, magnesita, etc. Y generalmente,
acompañados por minerales de Cr, Ni, Ti, etc., en cantidades variables y, a veces,
económicas (el hierro puede alcanzar 50%). Existen algunos depósitos residuales
importantes que se encuentran en Brasil, Venezuela, Sudáfrica, Australia e India,
formando capas de goetita y hematita en la parte superior de las formaciones
bandeadas de hierro.
4.- DEPOSITOS CARSTICOS
Los depósitos residuales generan concentraciones de Ni, Al, Fe, Pb-Zn, etc, en
zonas cársticas; de niquel por alta solubilidad de peridotitas que desarrolla topografías
cársticas (en menor proporción en rocas carbonatadas), afectas a un intemperismo
lineal desarrollados en regiones de relieve montañoso, con zonas de fallas tectónicas
en rocas ultramáficas y en contacto de éstas con mármoles; presenta un perfil
saprolita-ocre con formaciones cársticas infrayacientes. Los cuerpos mineralizados
tienen la forma de nido de 3-30 metros de espesor. Son hallados en Urales-Rusia y
Zokrida-Grecia, Jamaica, Haití, Francia, Yugoslavia, Hungría, Turquía, China y
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España. Se conocen algunos especializados como de galena, cerusita y baritina en
Sardinia-Italia; fluorita en los Alpes Centrales; U-V en Tyuya Mayun-Rusia; además,
raramente, diamante, oro, vanadio, fosfato, no metálicos (calcita, baritina, etc; Besset
y Coudray 1978).
Las bauxitas se encuentran en cratones y zonas orogénicas, como bolsonadas y
mantos, rellenando depresiones cársticas; provienen de material residual y
transportado (cenizas volcánicas félsicas o cualquier sedimento alumínico lixiviado);
constituídas por diáspora y boehmita (suelta y suave, finamente dividida, rojo oscuro,
rojo-marrón a amarillo); según sus edades hay gibbsita en depósitos Cuaternarios,
gibbsita y boehmita en Cenozoicos, boehmita en Mesozoicos y Paleozoico; como
ganga, hematita, goetita, anatasa, caolin y cuarzo menor; son moderadamente
ferruginosas (20% Fe2O3), medio a alto grado de alumina (50% Al2O3) y algo de titanio
(2% TiO2); acompañados de accesorios, ilmenita, turmalina, zircón, braunita, tremolita,
etc; y raramente una estructura interna compleja con alternancia de masas irregulares
de arcillas y bauxitas. Entre sus texturas son característicos la pisolítica, nodular,
masiva y terrosa. Asimismo pueden hallarse un zonamiento mineralógico, según la
secuencia siguiente: Al(OH)3--<gibbsita--<boehmita--< diáspora. Son hallados en
Jamaica, Haití, Francia, Grecia, Yugoslavia, Hungría, Turquía, Rusia, China y España
(Kittrick 1969, Bardossy 1982).
También ocurren depósitos cársticos limoníticos constituídos por hidrogoetita y
conocidos como tipo "Alapaevo". Los minerales forman segregaciones estratificadas,
lentes y nidos en la porción inferior de sedimentos lutáceo-carbonatado, siguiendo la
posición de la superficie cárstica de calizas y los minerales se presentan como
nódulos, concreciones, cortezas y masas irregulares; son hidrogoetita, algunas veces
siderita y fragmentos de chert y cuarzo; presentándose entre arcillas, en parte con
leptocloritas, las arcillas son oxidadas y ocrosas.
OTROS DEPOSITOS
En zona tropicales se pueden encontrar concentraciones de ilmenita o rutilo en la
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zona saprolítica de los perfiles de intemperismo tropical, desarrollados sobre
ultramáficas (180 kgs/m3 de ilmenita y 74 kgs/m3 de rutilo en Kundybaevo-Rusia,
Borisenko 1974). Algunas vetas de cuarzo-oro, casiterita y pegmatitas de berilo se
acumulan y concentran formando depósitos residuales. Son conocidos en
Ambatolampy-Madagascar, donde se encuentra oro en la zona saprolítica dentro de
una formación bandeada de hierro; asimismo son conocidos en terrenos
"greenstones"; en estos lugares los depósitos residuales (terrenos planos) gradan a
placeres eluviales (esto ocurre cuando existe un declive); la hidrólisis altera y
descompone a la roca de caja, el agua la transporta. En un clima tropical húmedo,
puede descomponer silicatos (y cuarzo), formando una solución de sílice hidratada, el
oro puede ser solubilizado por ácidos húmicos, migrando hacia abajo y depositando
sobre otro cristal o mineral aurífero, acrecentándolo (acreción de pepitas de oro).
LECTURA RECOMENDADA
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735.
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