Trabjo de Lateritas 2005

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).



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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.

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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.



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



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



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)



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



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).



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).

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TABLA 7.3: DEPOSITOS LATERITICOS DE NIQUEL

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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



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.

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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),



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.

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TABLA 7.4: LATERITA de NiNEPOUI-NUEVA CALEDONIA

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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.



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



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)



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



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,



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%.



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



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



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



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



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



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



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



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

- Golightly P. (1981): Nickeliferous laterite deposits; Ec. Geol. 75 th. Ann. vol., 710-

735.

- Norton S.A. (1973): Laterite and bauxite formation; Ec. Geol. vol. 68, 353-361.

- Zuffardi P. (1976): Karst and economic mineral deposits; in Wolf (op.cit), T III, 175-

212.



BIBLIOGRAFIA

- Bardossy G. (1982): Karsts bauxites, bauxite deposits on carbonate rocks; in

developments, Elsevier, 441p.

- Besset F. and Coudray J. (1978): Le comportment du nickel dans les processus

d'alteration, des peridotites de Nouvelles Caledonie. Bur. Reach. Geol. Min. Bull, ser 2,

No. 3, 207-223.

- Borisenko L.F. (1974): Deposits of titanium. In Smirnov, Ed.; Ore deposits of the

U.S.S.R., Pitman, London, 237-255.

- Cvijic J. (1918): Hydrographie souterraine et evolution morhologique du karst. Revue

Trav. Inst. Geogr. Alpine, (Grenoble), 6, 4, 56 p.

- Gerard A. (1984): The poliphase nature of laterization. 27 th Int. Geol.Congress, vol.

IX, part. 2.

- Kittrick J.A. (1969): Soil minerals in the Al2O3-SiO2-H2O systems and theory of their

formation: Clays Clay Min. 17, 115-167.

- Linchenat A. and Shirokova I. (1964): Individual characteristics of the nickeliferous

iron (laterites) deposits of the northeastern part of Cuba (Pinares de Mavari, Nicaro y

Moa); 24 Int.Geol.Congress, Montreal, pt.14, sec. 14, 172-187.

- Nahon D. and others (1982): Lateritic weathering of ultramafic rocks and the

concentration of nickel in the western Ivory Coast. Ec. Geol. 77, 1159-1175.

- Plumb K.A. and Gostin V.A. (1973):Origin of Australian bauxite deposits. Bur. Miner.

Resources Rec. 156, 71 p.

- Quinlan J.F. (1982): Karst related mineral deposits and possible criteria for the

recognition of paleokarst: A revies of preservable characteristics of Holocene and older

karst terranes. 24th. Int. Geol. Congress. Montreal, sec.6, 156-167.

- Sastry G.G. K. and Sastri C.S. (1982): Chemical characteristics and evolution of the

laterite profile in Hazaridadar plateau, Madhya Pradesh, India. Ec. Geo.77, 154-161.

- Smirnov V.I. (1977): Ore deposits of URSS. London, Pitman.

- Smirnov V.I. (1982): Geología de los yacimientos minerales. Ed. MIR

- Trescases J.J. (1975): L'evolution geochimique supergene des ultrabasiques en zone

tropicales. Formation des gisements nickeliferes de Nouvelle-Caledonia. Paris



ORSTOM, Men. 78.

- Valeton I (1972) : Bauxites-development in soil science 1: Elsevier Amsterdam 226p.

- Wedepohl K.H. (1969) : Handbook of geochemistry. Springer Verlag, New York.

- Wedepohl K.H. (1971): Geochemistry. Halt Rinehart and Winston, New York, 231p.-

- Winkler H.G.F. (1976): Petrogenesis de rocas sedimentarias. Ed. H. Blume, 348 p.

- Wolf K.H. (1976): Handbook of stratabound and stratiform ore

deposits. Elsevier Scientific Publishing Company.

- Zeegers H. and Leprun J. (1979): Evolution des concepts en altérologie tropicale et

conséquences potentielles pour la prospection géochimique en Afrique Occidentale

Soudano-Sahélienne. Bull du B.R.G.M.; sect.II, 2-3, 229-239.

Trabjo de Lateritas 2005

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