PROCESOS SUPERGENOS

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PROCESOS SUPERGENOS
La alteración supergena es un proceso de reequilibrio de la mineralogía hipógena
(hidrotermal) a las condiciones oxidantes cerca de la superficie terrestre (sobre el nivel de
las aguas subterráneas). La mayoría de las asociaciones de minerales sulfurados son
inestables en estas condiciones y se descomponen (meteorizan) para originar una nueva
mineralogía estable en condiciones de meteorización..
El proceso de alteración supergena de depósitos minerales hidrotermales involucra la
liberación de cationes metálicos y aniones sulfato mediante la oxidación de sulfuros
hipógenos (lixiviación). Los sulfatos de Cu y Ag así generados son solubles y son
transportados hacia abajo por aguas meteóricas percolantes. Los cationes descienden en
solución y pueden ser redepositados por reacción con iones carbonato, silicato, sulfato o
sulfuro. El Cu y Ag pueden formar minerales oxidados que permanecen en la zona
oxidada, pero también pueden ser precipitados debajo del nivel de aguas subterráneas por
los sulfuros hipógenos y formar sulfuros más ricos en Cu o Ag respectivamente, siendo
este proceso más eficiente para el Cu que para el Ag (enriquecimiento secundario).
La denudación (erosión) es un proceso geológico continuo en las áreas terrestres elevadas
por sobre el nivel del mar o por sobre el nivel de base local de erosión; esto implica que en
áreas cordilleranas los depósitos minerales de origen hidrotermal eventualmente serán
sometidos a las condiciones oxidantes cercanas a la superficie terrestre. Los yacimientos
epitermales que se forman cerca de la superficie y son fácilmente objeto de procesos
supergenos. Además, los sistemas de tipo pórfido (formados a niveles algo más profundos)
también son afectados por procesos supergenos al ser exhumados por la denudación.
Los procesos supergenos modifican significativamente la mineralogía de los cuerpos
mineralizados de origen hidrotermal y afectan su metalurgia extractiva. Además, pueden
producir importantes enriquecimientos secundarios ya sea de Cu, Ag o Au. La mayor
parte de los pórfidos cupríferos no son económicos a menos que hayan desarrollado
enriquecimiento secundario o supergeno. Sin embargo, los procesos supergenos también
pueden resultar en la dispersión de los elementos metálicos o su redepositación como
depósitos exóticos a cierta distancia del depósito hipógeno original.
Un perfil supergeno ideal puede ser modificado por sucesivos ciclos de alteración
supergena y por condiciones locales. En principio la zona de oxidación alcanza al nivel de
aguas subterráneas y su posición inferior ha sido controlada en muchos depósitos por las
posiciones del nivel de aguas subterráneas en el pasado. Consecuentemente, es función de
la evolución geomorfológica de una región.
En la zona oxidada los minerales sulfurados hipógenos son destruidos y la mineralogía,
estructura y composición química de las menas modificadas significativamente, lo que
obviamente tiene repercusión en la metalurgia extractiva de las menas de interés
económico.
En la porción inferior de la zona oxidada que subyace a rocas lixiviadas, se forman nuevos
minerales oxidados por reacción de cationes metálicos en solución con aniones tales como
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carbonato (Ej. malaquita) y silicato (crisocola). En condiciones áridas y salinas como las
del Desierto de Atacama los cloruros juegan también un rol importante (Ej. formación de
atacamita).
El desarrollo de una zona de minerales oxidados depende directamente de la eficiencia del
proceso de lixiviación, es decir la remoción en solución de los constituyentes de una roca o
cuerpo mineralizado por la acción natural de aguas percolantes. En el caso que la
lixiviación haya sido muy eficiente (Ej. La Escondida, “super-leaching” con <100 ppm Cu
en las rocas lixiviadas) se formarán pocos minerales oxidados y por el contrario en los
casos donde la lixiviación no ha sido muy eficiente se puede originar un volumen
importante de minerales oxidados (Ej. El Abra). La eficiencia de la lixiviación depende de
varios factores, pero uno de los más relevantes es la capacidad de la mineralogía hipógena
de generar soluciones ácidas al reaccionar con los fluidos meteóricos percolantes y en este
sentido la presencia de pirita es fundamental puesto que la descomposición de la misma
genera ácido sulfúrico La capacidad de transporte descendente del Cu y Ag dependerán,
por otra parte, de la mineralogía de mena y ganga puesto que si existen minerales que
reaccionen y neutralicen la solución (Ej. calcita o feldespato potásico) precipitarán
minerales oxidados de Cu o Ag en la zona de oxidación, pero si por el contrario la
mineralogía no es reactiva la mayor parte del contenido metálico puede ser transportado por
debajo del nivel de aguas subterráneas donde precipitará como sulfuros supergenos de Cu o
Ag al reaccionar con los sulfuros hipógenos.
Bajo el nivel de aguas subterráneas el oxígeno está prácticamente ausente y allí los sulfatos
metálicos en solución reaccionan con los sulfuros hipógenos para formar sulfuros
supergenos. Por lo general, esta zona es de mayor ley que la zona hipógena y la oxidada en
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depósitos de Cu y de Ag. El Au, en cambio, se enriquece en la zona oxidada, donde su
enriquecimiento es principalmente residual por la destrucción de los sulfuros asociados,
pero también por procesos químicos (complejos solubles) en presencia de aniones de Cl y
Br. El oro nativo es la única forma mineralógica que se presenta el oro supergeno y este
tiene menor tendencia a enriquecerse en zonas de sulfuros secundarios.
Los procesos supergenos han sido extremadamente importantes en la mayor parte de los
yacimientos del norte de Chile, pero los estudios detallados de estos procesos son más bien
escasos.
Los procesos supergenos se desarrollan en periodos discretos de tiempo. Los procesos de
oxidación, lixiviación y redepositación de minerales supergenos se inicia una vez que los
depósitos hidrotermales primarios son exhumados hasta la zona localizada por encima del
nivel de aguas subterráneas y finalizan una vez que se forma una nueva asociación
mineralógica en la zona oxidada estable en estas condiciones. Sin embargo, las variaciones
del nivel de aguas subterráneas y la subsecuente erosión pueden reactivarlos.
Las dataciones K-Ar en alunitas supergenas realizadas por Sillitoe y McKee (1996) indican
rangos de 0,4 a 6,2 Ma para el desarrollo de la actividad supergena en yacimientos del norte
de Chile. Sin embargo, el modelo teórico de Ague y Brimhall (1989) indica que en
condiciones ideales en un pórfido cuprífero típico la calcopirita pueden disolverse
completamente y la pirita destruida en un periodo de solo 12.000 años en la zona oxidada.
La diferencia entre la duración de los procesos supergenos derivada de datos
geocronológicos y del modelamiento teórico deriva probablemente del hecho que las
condiciones ideales del modelo teórico no existen en la naturaleza, pero también de las
sucesivas reactivaciones de procesos supergenos que han ocurrido en los depósitos del
norte chileno, además de las incertezas respecto al significado geológico de las edades
radiométricas de alunitas supergenas.
La exhumación es un prerequisito para el desarrollo de procesos de alteración y
enriquecimiento supergenos, por lo que estos procesos que son sensitivos a la evolución
fisiográfica o geomorfológica de una región.
Los factores que controlan el desarrollo de procesos supergenos son varios e incluyen:
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Climáticos
Mineralogía hipógena (mena y ganga)
Composición de la roca de caja
Estructura (fracturamiento del depósito y rocas circundantes)
Porosidad
Posición del nivel de aguas subterráneas
Agentes orgánicos (H2S producido por bacterias)
Estos factores son interdependientes y varían de un depósito a otro.
El desarrollo y preservación de perfiles supergenos de Cu y Ag son favorecidos en
condiciones de clima semi-árido y bajas tasas de erosión.
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En zonas de clima muy húmedo y/o altas tasas de erosión se dificulta el desarrollo de los
procesos de enriquecimiento secundario en depósitos de Cu o Ag; porque la circulación de
abundante agua percolante puede lixiviar los metales y transportarlos como sulfatos
solubles fuera del depósito, de modo que solo en condiciones excepcionales se desarrolla
enriquecimiento secundario de Cu o Ag en climas muy húmedos. Asimismo, altas tasas de
erosión pueden resultar en la exposición directa de sulfuros primarios en superficie, tal
como ocurre por ejemplo en los sectores afectados por las glaciaciones cuaternarias en el
sur de Chile, y consecuentemente no dar tiempo para el desarrollo de perfiles supergenos.
En el Norte Grande de Chile los procesos supergenos estuvieron activos entre los 34 y 14
Ma (Oligoceno a Mioceno Medio) de acuerdo a dataciones K-Ar de alunitas supergenas
(Sillitoe y McKee, 1996); en esa zona los procesos supergenos virtualmente cesaron a los
~14 Ma debido a un cambio climático desde las condiciones áridas o semi-áridas que
favorecieron su desarrollo al clima hiper-árido actual que impera desde el Mioceno Medio.
Este cambio climático prácticamente detuvo los procesos supergenos en el Norte Grande de
Chile, pero la concomitante disminución de las tasas de erosión contribuyó a la
preservación de los ricos niveles de enriquecimiento secundario de los depósitos (Alpers y
Brimhall, 1988).
La pirita (FeS2) es un mineral importante tanto arriba como debajo del nivel de aguas
subterráneas. Este mineral se meteoriza en la zona de oxidación a sulfato férrico (FeSO4) y
ácido sulfúrico (H2SO4) compuestos que se disuelven en las aguas percolantes en forma de
iones SO4-2, H+, Fe3+ y Fe2+; estos componentes funcionan como lixiviantes, produciendo la
disolución de metales en forma de sulfatos y su movilización o transporte descendente.
Debajo del nivel de aguas subterráneas la pirita actúa como huésped para la depositación de
menas, porque es relativamente soluble y aporta generosamente aniones S a los cationes
invasores de Cu o Ag.
Stokes (1907) demostró experimentalmente como la reacción entre iones de Cu y la pirita
puede ocurrir en el enriquecimiento supergeno. La ecuación de Stokes es:
5 FeS2 + 14 Cu+2 + 14 SO4-2 + 12 H2O → 7 Cu2S + 5 Fe+2 + 24 H+ + 17 SO4-2
pirita
Cu en solución
calcosina
como sulfato
El exceso de ácido se neutraliza bajo el nivel de aguas subterráneas y la calcosina (Cu2S)
permanece en la zona de enriquecimiento contribuyendo al incremento de las leyes de Cu
en esta zona.
La oxidación de la pirita involucra, en detalle, una serie de etapas que resultan el la
generación de “protominerales” tales como la schwertmannita y ferrohidrita, cuya
solubilidad es función de la producción de Fe3+ y Fe2+, del pH y de la actividad del SO4-2.
La combinación de sulfato como anión para formar complejos, iones de hidrógeno
(condiciones ácidas) y presencia de oxígeno atmosférico para aumentar y mantener las
condiciones oxidantes resulta en la rápida destrucción de sulfuros, óxidos y minerales
silicatados. La susceptibilidad relativa de los minerales sulfurados a la oxidación determina
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la secuencia de destrucción de sulfuros, la consecuente disponibilidad de metales para
transporte supergeno y la naturaleza de la zonación de minerales resultante.
Dado que la oxidación de la pirita es la principal fuente de soluciones ácidas responsables
de la destrucción mineral sulfurado durante la meteorización de una masa rocosa, los
mejores ejemplos de lixiviación y enriquecimiento supergeno se encuentran en depósitos de
Cu y Ag que contienen pirita en su mineralogía hipógena. Estos depósitos al oxidarse y ser
atacados por aguas meteóricas percolantes producen soluciones ricas en ácido sulfúrico
(H2SO4) y sulfatos solubles de Cu o de Ag. Al descender estas soluciones hacia el nivel de
aguas subterráneas el oxígeno gradualmente se gasta y la solución cesa de tener carácter
oxidante precipitando el contenido metálico. En contraste, la oxidación de sulfuros
distintos a los de Fe produce solo cantidades menores de soluciones ácidas y limita
significativamente el desarrollo de procesos supergenos de enriquecimiento, pudiendo
limitarse solamente a una oxidación in situ de los sulfuros para generar cuerpos de mineral
oxidado, pero sin una variación significativa de leyes de Cu o Ag.
Es difícil generalizar respecto a la movilidad de los distintos elementos metálicos durante la
oxidación, puesto que depende de las condiciones fisico-químicas de cada depósito y del
comportamiento de cada elemento en dichas condiciones, pero en general la movilidad es:
Zn>Cd=Hg>Ag>Cu≥Mo>Co≥Ni>Au>Pb>Sn≥W≥Bi
Ahora bien, los elementos metálicos tienen cierta afinidad específica con el azufre, que se
relaciona con la solubilidad de sus compuestos de sulfuro. Cualquier metal en solución que
tenga afinidad más fuerte con el azufre que otro metal precipitará como sulfuro a expensas
del sulfuro metálico más soluble bajo el nivel de aguas subterráneas.
La secuencia de estabilidad de sulfuros metálicos fue establecida por Schürman en 1888.
Es una secuencia determinada experimentalmente en condiciones de temperatura y presión
ambientales, de modo que en términos generales calza bien con el ambiente supergeno
natural. Los metales serán reemplazados de acuerdo a la Serie de Schürman de modo que
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cualquier metal de la serie reemplazará a otro que sea más inferior de la misma (Ej. el Cu
en solución reemplazará al Fe en la pirita o al Zn en la blenda). En general, mientras más
separados estén los metales en la Serie de Schürman, más completo será el reemplazo y
mayor la proporción de reacción.
Además, metales diferentes se reemplazan
selectivamente de acuerdo a sus posiciones relativas en la serie de Schürman (Ej. una
solución con Ag reaccionará más fácilmente con blenda que con calcosina o covelina).
Diagrama paragenético que muestra la sucesión general de destrucción de minerales
sulfurados por reemplazo por calcosina.
El Eh y pH de las aguas meteóricas cambia de un potencial oxidante y ambiente ácido sobre
el nivel de aguas subterráneas a un potencial reductor y ambiente básico debajo del nivel de
aguas subterráneas. En el ambiente reductor los sulfuros primarios generalmente son
estables, pero reaccionan de acuerdo a la Serie de Schürman con los metales disueltos
transportados desde la zona de oxidación. Consecuentemente, en yacimientos cupríferos la
precipitación de calcosina supergena bajo el nivel de aguas subterráneas ocurre por
destrucción y reemplazo de los sulfuros hipógenos originales y la sucesión general es la que
se presenta en el diagrama anterior. Consecuentemente, la posición del nivel de aguas
subterráneas es un factor determinante en el desarrollo de los procesos supergenos.
En cuanto a la composición de la roca de caja, las reacciones con los componentes alcalinos
de las rocas neutralizan o hacen más básicas las soluciones descendentes (Ej. la hidrólisis
de feldespato potásico o plagioclasas puede causar la precipitación del contenido metálico
en la zona de oxidación) y lo mismo puede ocurrir con ciertos componentes de la ganga.
Por ejemplo, si las rocas o menas contienen calcita (CaCO3) u otros carbonatos, las
soluciones oxidantes pueden neutralizarse completamente antes de alcanzar el nivel de
aguas subterráneas y originar una zona oxidada enriquecida con carbonatos de Cu
(malaquita, azurita). Por el contrario la lixiviación de la zona de oxidación será más intensa
en ausencia de minerales reactivos con los fluidos percolantes (Ej. rocas silicificadas o con
alteración cuarzo-sericita).
El tipo de sulfuros presentes también influencia las reacciones, por ejemplo la pirrotina
(Fe0.85-1S) reacciona dos órdenes de magnitud más rápido que la pirita (Fe2S), por lo tanto si
debajo del nivel de aguas subterráneas existe pirrotina la zona con calcosina supergena será
más delgada, pero de alta ley en comparación con una zona de mayor espesor, pero con
menor ley en el caso que solo exista pirita en la misma zona.
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La estructura es muy importante porque las zonas de falla o fracturas proveen la
permeabilidad para la percolación de las aguas superficiales hasta niveles relativamente
profundos de los depósitos y frecuentemente las zonas de falla incluyen volúmenes de rocas
fracturadas, porosas, en las que es factible el desarrollo de los procesos supergenos, además
las estructuras pueden contener una mayor proporción de minerales sulfurados susceptibles
de ser descompuestos o modificados por los procesos supergenos.
La calcosina supergena generalmente es negra, blanda y pulverulenta (“sooty chalcocite”),
mientras que la calcosina hipógena es gris, masiva, cristalina y de aspecto metálico (“steely
chalcocite”). Sin embargo, esto es solo una generalización y no toda la calcosina supergena
es pulverulenta, puede ser también masiva y no diferenciarse de la calcosina hipógena.
El rol de las bacterias
Existen varios tipos de bacterias que son capaces de derivar energía de la utilización de los
minerales sulfurados (entre otras: Thiobacillus ferrooxidans, Leptospirillum ferrooxidans,
Thiobacillus thiooxidans, Thiobacillus organoparus y Thiobacillus acidophilus). La
actividad de estos microorganismos es importante en el proceso de oxidación natural de
cuerpos mineralizados y su existencia ha permitido el desarrollo de tecnología de
procesamiento metalúrgico de menas usando biolixiviación. Este tipo de procesos se han
aplicado a menas cupríferas mixtas (sulfuros con óxidos), las cuales al ser tratadas con los
procesos tradicionales de flotación o lixiviación ácida dan bajas recuperaciones de Cu.
También se ha aplicado biolixiviación para menas con oro refractario (generalmente
ocluido en pirita o arsenopirita) para oxidar los sulfuros y liberar el metal precioso.
La bacteria Thiobacillus ferroxidans ha sido uno de los microorganismos más estudiados,
para la oxidación de minerales y su aplicación en lixiviación. Estas bacterias obtienen
energía mediante la oxidación de compuestos de azufre reducido y el ion ferroso. Ellas
están presentes naturalmente casi siempre en cualquier lugar donde hay contacto entre
aguas oxigenadas con depósitos minerales sulfurados, tales como minas, desmontes y
relaves. Su acción biológica descompone los sulfuros, libera los metales y acidifica las
aguas. Las bacterias aceleran el proceso natural de oxidación de sulfuros metálicos durante
la meteorización y son responsables, en gran medida, del problema de drenaje ácido de
minas o de sus deshechos (Ej. desmontes o relaves con pirita). El drenaje ácido constituye
de un problema ambiental serio relacionado con la explotación minera; el mismo problema
ocurre cuando se remueven rocas con diseminación de sulfuros (Ej. lutitas piritosas) y se
exponen a la oxidación por cortes de caminos o se usan para rellenos o terraplenes.
Las reacciones de oxidación que utilizan las bacterias para descomponer pirita son:
4FeS2 + 14 O2 + 4 H2O = 4 FeSO4 + 4 H2SO4
pirita
4FeSO4 + O2 + 2H2SO4 = 2 Fe2(SO4)3 + 2 H2O
FeS2 + Fe2(SO4)3 = 3 FeSO4 + 2 Sº
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2Sº + 2H2O + 3 O2 = 2 H2SO4
Estas reacciones muestran la habilidad de la T. Ferroxidans de (1) oxidar directamente el
mineral, (2) oxidar los iones ferrosos producidos por la oxidación o por reducción química
del hierro ferroso y (3) oxidar el azufre producido por oxidación del ion férrico del mineral.
Para la arsenopirita las reacciones son:
4FeAsS + 13 O2 + 6 H2O = 4 H3AsO4 + 4 FeSO4
asenopirita
4FeAsS + 11 O2 + 2H2O = 4HasO2 + 4 FeSO4
HAsO2 + Fe2(SO4)3 + 2 H2O = H3AsO4 + 2 FeSO4 + H2SO4
2 FeAsS + Fe2(SO4)3 + 4 H2O + 6 O2 = 2H3AsO4 + 4 FeSO4 + H2 SO4
La oxidación de los minerales sulfurados que contienen oro en menas refractarias resulta en
la liberación del Au, el que subsecuentenmente puede recuperarse por métodos
convencionales como la recuperación con cianuro.
Las menas refractarias son aquellas cuyo oro no puede ser liberado satisfactoriamente por
reducción de tamaño del grano aún por molienda muy fina; generalmente se trata de menas
en que el oro está finamente diseminado dentro de sulfuros, siendo la pirita y la arsenopirita
los minerales más relevantes en este sentido. Un efecto similar ocurre en menas que
contienen materia carbonosa, puesto que en este caso aunque el oro esté libre la solución
con cianuro es absorbida por el material carbonoso.
Tradicionalmente las menas refractarias de este tipo han sido sometidas a tostación para
remover el As y descomponer los sulfuros permitiendo luego la cianuración convencional.
Sin embargo debido a los costos involucrados en este proceso, más recientemente se ha
puesto énfasis en el desarrollo de procesos hidrometalúrgicos tanto en sistemas químicos,
como biológicos.
El tratamiento de menas sulfuradas de cobre mediante lixiviación asistida por bacterias se
utilizó inicialmente en el yacimiento de Lo Aguirre (Cia. Minera Pudahuel) y actualmente
se utiliza en Quebrada Blanca y en Zaldivar.
Sin embargo, el rol de las bacterias no se limitaría a la oxidación de sulfuros, existen
bacterias que pueden cristalizar en sus superficies celulares una variedad de metales,
incluyendo Fe, Mn, Zn, Ca y Au. Consecuentemente, en ciertos depósitos de oro se ha
postulado que la concentración del metal preciosos ha sido producida por bacterias
(biomineralización); un ejemplo serían los placeres auríferos de Cerro Pelado en Brasil,
donde investigaciones realizadas por Placer Dome indican que las pepas de oro han crecido
por la acción bacteriana y no corresponden exclusivamente a una concentración aluvial.
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Procesos supergenos en depósitos de cobre del norte de Chile.
Depósitos estratoligados de cobre en rocas volcánicas jurásicas: En estos depósitos la
oxidación alcanza un máximo de 250 m de profundidad con atacamita, crisocola
subordinada, malaquita, sulfatos de cobre y rara cuprita o cobre nativo. La zona oxidada
pasa directamente en profundidad a la zona hipógena y no hay diferencia significativa de
leyes (no hay enriquecimiento secundario). Solo los yacimientos mayores como Mantos
Blancos y Susana de Michilla tienen zonas enriquecidas con minerales del grupo de la
calcosina (calcosina, djurleita, digenita) y covelina.
Los depósitos estratoligados hospedados por rocas volcánicas en Chile tienen una
mineralogía hipógena dominada por calcosina y bornita (sulfuros ricos en Cu), pero escasa
pirita hipógena, lo cual puede ser la explicación de la ausencia de enriquecimiento
secundario (la ausencia de pirita redunda en poca generación de ácido sulfúrico en la zona
de oxidación). Otra posible razón, es la presencia de abundante ganga de calcita, la cual
puede haber neutralizado las soluciones ácidas supergenas e impedido la lixiviación de
cationes metálicos de la zona oxidada. Consecuentemente solo se ha producido una
oxidación in situ de los sulfuros hipógenos sin originar significativo enriquecimiento
secundario.
En el yacimiento Mantos Blancos existen varios cuerpos de mena con mineralización
hipógena de bornita, digenita, calcopirita, covelina y especularita, con escasa pirita,
hospedados por andesitas a riolitas jurásicas albitizadas con cloritización subordinada,
desarrollo de hematita especular y reemplazo local por carbonatos. En la zona oxidada de
los cuerpos se presenta paratacamita y crisocola. Debido a que la albita y clorita estaban
disponibles para la hidrólisis y a la limitada cantidad de pirita disponible para la generación
de ácido, la asociación de óxidos en Mantos Blancos es característica de condiciones
cercanas a un ambiente de pH neutro y los óxidos de cobre representarían una movilidad
del metal solo local (decenas de metros; Chavez, 2000). La presencia de relictos de
especularita en menas oxidadas de Mantos Blancos indica que las soluciones ácidas capaces
de transportar el ion cúprico no reaccionaron totalmente con las rocas de caja, porque la
especularita habría sido destruida por la reacción.
Las vetas cupríferas de la Cordillera de la Costa del Norte Grande presentan perfiles
supergenos bien desarrollados: la zona oxidada se extiende hasta ∼200 m de profundidad e
incluye atacamita, crisocola, malaquita, sulfatos de Cu, cuprita y en menor medida Cu
nativo. Entre 200 y 340 m de profundidad existe una zona de sulfuros hipógenos (grupo de
la calcosina y covelina), la que da paso en profundidad a la zona primaria. Tanto la zona
oxidada, como la de cementación (sulfuros secundarios) de las vetas están enriquecidas 3 a
6 veces respecto a las leyes del mineral primario.
El enriquecimiento de la zona oxidada de las vetas es una desviación respecto al perfil
supergeno ideal (esta zona debería estar algo lixiviada). La explotación histórica de la zona
de oxidación de las vetas cupríferas se concentró en bolsonadas de alta ley de cobre
conteniendo mezclas de minerales oxidados de cobre de color café rojizo que los mineros
llaman “almagre”; Sillitoe (1969) determinó que estos derivan de la oxidación de calcosina
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masiva supergena, lo que indica que hay superposición de sucesivos ciclos de alteración
supergena explicando así la desviación del perfil supergeno ideal.
Pórfidos cupríferos paleocenos: Los depósitos más importantes de este tipo como Cerro
Colorado (en explotación) y Spence (en desarrollo) presentan perfiles supergenos bien
desarrollados. En Cerro Colorado existe una zona lixiviada estéril de 70 a 120 m de
profundidad, seguida hacia abajo por un nivel de 60 a 120 m de potencia de mineral
oxidado (crisocola, atacamita), luego por un nivel de enriquecimiento secundario
(calcosina) de 50 a 70 m de potencia (alcanzando localmente hasta 200 m) y finalmente
desde 180 a 310 m de profundidad por mineralización hipógena dominada por calcopirita.
En Spence existe una cubierta de gravas y de rocas lixiviadas con un espesor promedio de
70 m (las gravas cubren totalmente al depósito y su espesor varía entre 4 m en el sur hasta
130 m en el sector norte), en profundidad sigue una zona oxidada con 20 m de promedio de
potencia principalmente con atacamita (ley promedio 1,12% Cu), luego una zona de
sulfuros secundarios con espesor promedio de 60 m (principalmente calcosina; ley
promedio 0,96% Cu) y finalmente desde los 150 m hacia abajo mineralización hipógena
dominada por calcopirita (ley media 0,48% Cu).
En contraste otros pórfidos cupríferos del Paleoceno (Sierra Gorda, Lomas Bayas, Fortuna
del Cobre) presentan zona oxidadas de 140 a 250 m de profundidad en las que se presentan
atacamita, malaquita, cuprita, chalcantita y otras especies menores. La zona oxidada está
parcialmente lixiviada y con leyes bajas (0,1 a 0,4% Cu), aunque algunas bolsonadas de
minerales oxidados de Cu han sido explotadas. La zona oxidada pasa en profundidad a la
zona hipógena o a una zona mixta hipógena – oxidada. Cantidades menores de calcosina y
covelina dentro de las zona de oxidación sugieren que estos pórfidos del Cenozoico inferior
tuvieron el desarrollo de una zona de cementación, la cual fue subsecuentemente oxidada y
lixiviada por un descenso del nivel de aguas subterráneas.
Pórfidos cupríferos mayores del Eoceno Superior – Oligoceno: estos yacimientos
muestran perfiles supergenos bien desarrollados y varios de ellos incluyen un nivel
enriquecido con sulfuros supergenos (Chuquicamata, La Escondida, Quebrada Blanca, El
Salvador, Ujina). Estos depósitos gigantes usualmente incluyen una zona superior lixiviada
– oxidada que se extiende 100 a 200 m de profundidad (400 m en La Escondida y 350 m en
El Salvador); esta zona incluye atacamita, crisocola, brochantita, antlerita, chalcantita,
crohnquita, natrocalcita, bisbeita, cornuita, algo de cuprita y Cu nativo. Asimismo
compuestos amorfos denominados copper-pitch (silicato hidratado con Cu, Mn y Fe),
copper-wad (óxidos e hidróxidos de Mn con Cu) y neotocita (silicato hidratado con óxidos
de Mn, Fe y Cu diseminados). Localmente también hay turquesa (fosfato de Cu). La
ganga incluye sulfatos de Fe, Mg, Ca y Na (blodita, coquimbita, melanterita, jarosita,
fibroferrita, copiapita, mirarbirita, pisanita, romerita, yeso), halita y limonitas.
Los minerales oxidados (mena y ganga) ocurren en fracturas y diseminados reemplazando a
sulfuros primarios y a feldespatos preexistentes. Las leyes son variables, pero hay cuerpos
de mena oxidada de 1,00 – 1,65 % Cu separados por rocas lixiviadas casi estériles. Los
cuerpo oxidados mayores existieron en Chuquicamata (900 M ton; hoy agotadas) y El Abra
(180 M ton; actualmente en explotación). En La Escondida la lixiviación es muy intensa y
solo existen 68 M ton de menas oxidadas con 1,22% Cu.
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La amplia presencia de atacamita (Cu2Cl(OH)3) en la zona de oxidación de muchos
depósitos de cobre del Norte Grande de Chile probablemente refleja la interacción de
soluciones cupríferas con soluciones salinas en la zona de oxidación (en Chuquicamata
aparte de cloruro de cobre se ha documentado la presencia del yoduro de Cu marshita). Los
análisis de aguas subterráneas de Chuquicamata revelaron abundante sulfato disuelto con
nitrato y cloruro presentes en cantidades iguales y cantidades menores de sílice. Los
cloruros y nitratos son sales comunes en los depósitos salinos superficiales del Desierto de
Atacama.
La zona de sulfuros supergenos de estos pórfidos cupríferos incluyen calcosina, djurleuita,
digenita y covelina. Estos reemplazan a calcopirita, enargita, bornita primarias y se
presentan como pátinas sobre pirita. La zona de sulfuros supergenos está enriquecida 3 a 4
veces relativo a la mena primaria (“protore”) y en muchos casos ha determinado el valor
económico de estos depósitos cupríferos. La potencia de la zona enriquecida es variable
desde unos 20 m en Radomiro Tomic a más de 600 m en Chuquicamata.
Chuquicamata presenta uno de los perfiles supergenos mejor desarrollados; éste yacimiento
incluye dos tipos de menas hipógenas distintas mineralógicamente y consecuentemente el
desarrollo de oxidación supergena es también espacial y mineralógicamente distinto.
Existen rocas con alteración potásica (feldespato-K, biotita) en el lado oriental del
yacimiento, con calcopirita, bornita y digenita, y rocas con alteración fílica (cuarzo,
sericita) en el lado occidental con pirita, enargita, covelina. La porción superior de este
mega-yacimiento, con una profundidad máxima de 200 m en su parte SW, fue intensamente
lixiviada y los minerales sulfurados originales fueron reemplazados por óxidos de Fe,
principalmente hematita y limonitas. Aunque en Chuquicamata la mayor distribución de
oxidados de cobre coincide con los sectores donde domina la alteración potásica, dentro de
ella la meteorización ha producido limitada oxidación (30 a 80 m de espesor), con una
asociación de hematita > goethita, atacamita, y localmente turquesa – calcosiderita, típicas
de condiciones de pH cercanas a neutras. En contraste, en la zona con alteración fílica la
zona con óxidos de Cu alcanza hasta 230 m de potencia, con una asociación bien
desarrollada de pH bajo con natrojarosita, goethita, chalcantita, crohnquita y antlerita, pero
con ley más baja que la zona oxidada en rocas con alteración potásica. Sin embargo, la
profundidad del enriquecimiento supergeno está notablemente aumentada en las rocas con
alteración fílica alcanzando a 600 m en la porción occidental del yacimiento. Esta zona de
enriquecimiento bien desarrollada contiene calcosina, covelina y hacia abajo tiene un
contacto mal definido con la zona hipógena con pirita, calcopirita, enargita, covelina y
tenantita.
Debido a que la roca huésped con alteración fílica (cuarzo-sericítica) en Chuquicamata
tiene una capacidad mínima para neutralizar la acidez de soluciones generadas del protolito
con alto contenido de pirita esto produjo un pH muy bajo y una asociación estables de
óxidos dominados por sulfatos de cobre y hierro. Estas soluciones fueron capaces de
transportar cobre lejos de la superficie hasta que reaccionaron con azufre reducido,
produciendo un volumen excepcional de mineral enriquecido con calcosina y covelina.
Cabe señalar, que adicionalmente las rocas cuarzo-sericíticas coinciden espacialmente con
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importantes zonas de falla que facilitaron la percolación de las soluciones supergenas en
Chuquicamata.
En el margen sur de Chuquicamata también ocurrió el transporte lateral de soluciones
supergenas dando por resultado la generación del yacimiento exótico de Mina Sur
(Exótica), este se localiza dentro de un sistema de paleodrenaje que contiene cobre
transportado al menos 6 km del yacimiento hipógeno. Transporte supergeno lateral de
cobre del mismo orden ocurrió en los depósitos exóticos de Huiquintipa (al occidente de
Collahuasi) y en Damiana (al occidente de El Salvador).
El yacimiento El Abra es un ejemplo donde el enriquecimiento supergeno tuvo un
desarrollo muy limitado. Este gran pórfido cuprífero presenta un cuerpo de mena de óxidos
de cobre bien desarrollado de 200 m de potencia y controlado por fracturas, el cual deriva
esencialmente de la oxidación in situ de un protolito que tenía una asociación de
calcopirita, bornita y calcopirita, pobre en pirita, hospedada por rocas dioríticas a dacíticas.
La alteración potásica dominante de la roca de caja consiste en abundante biotita con
feldespato-K subordinado, la cual está atravesada por delgadas fajas de orientación NW de
rocas con alteración fílica. No existe una zona lixiviada importante en El Abra y la zona
con óxidos de cobre está expuesta en superficie, con crisocola, paramelaconita (Cu4O3),
tenorita y neotocita; esta asociación da paso en profundidad a brochantita y fosfatos de Cu,
tales como pseudomalaquita. Subyace la zona oxidada una zona mixta de escasos
centímetros hasta 60 m de potencia con cuprita, cobre nativo, brochantita, crisocola,
calcosina; ésta última no tiene leyes mayores que la zona de óxidos suprayacente o de
sulfuros hipógenos subyacentes, por lo que no se puede considerar una zona de
enriquecimiento.
Los óxidos de cobre en El Abra incluyen una asociación característica de ambientes de
meteorización de pH moderado, atribuible a que la pirita fue insuficiente para producir
soluciones supergenas de bajo pH. El cuerpo de mineral oxidado actualmente en
explotación en El Abra correspondería a la oxidación in situ de la asociación de sulfuros
hipógenos, con escaso transporte supergeno del cobre, probablemente solo unas decenas de
metros.
Yacimientos de plata
La química del Cu y Ag en el ambiente supergeno es aproximadamente similar, pero el Cu
forma compuestos insolubles con carbonato (malaquita, azurita) mientras que esto no
ocurre con la Ag. La plata se solubiliza como sulfato, pero en el caso que existan
elementos halógenos formará haluros insolubles sobre el nivel de aguas subterráneas
(cerargirita, yodargirita, bromargirita), minerales que son comunes en muchos depósitos
argentíferos del norte de Chile y producen un significativo enriquecimiento en la zona de
oxidación de los mismos.
El sulfuro supergeno más común es la acantita (AgS2; polimorfo de baja temperatura de la
argentita).
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Chañarcillo: ejemplo de procesos supergenos en yacimientos de plata chilenos.
El Distrito de Chañarcillo al sur de la ciudad de Copiapó incluye un sistema de vetas
mesotermales de 2 a 90 cm de potencia cuya mineralogía primaria incluye: pirita, blenda,
calcopirita, galena, arsenopirita, pearceita (Ag16As2S11), freibergita ((Cu,Ag)3SbS3),
proustita (Ag3AsS3), polibasita (Ag16Sb2S11) y pirargirita (Ag3SBS3), con ganga de
calcita, baritina, cuarzo y siderita.
En la zona oxidada las vetas fueron engrosadas hasta 9 m de potencia en forma irregular,
con el desarrollo de haluros de Ag que están zonados de acuerdo a sus solubilidades. La
cerargirita (AgCl) forma la zona superior, la embolita (Ag(Br,Cl)) la zona intermedia y la
yodargirita (AgI) la zona inferior. También hay bromirita (AgBr) y yodembolita
(Ag(Cl,Br,I)) en la zona de oxidación. La ley de la zona de oxidación es 25 a 80% más rica
que la zona hipógena de las vetas.
En la zona de sulfuros supergenos la geometría de las vetas no cambió significativamente,
pero ellos fueron enriquecidos en Ag a expensas del Fe, Sb, As, y S en una extensión
vertical de 40 a 150 m. Los minerales supergenos incluyen estefanita (Ag5SbS4), acantita
(AgS), discrasita (Ag3Sb), Ag nativa, stromeyerita (AgCuS) y cantidades menores de
pearceita y polibasita. Las leyes de la zona de sulfuros supergenos también están
incrementadas de 25 a 80% respecto a la zona primaria.
En el Distrito de Chañarcillo se explotó muy poco mineral primario, aunque hay vetas
primarias que contienen de 1800 a 4600 g/t Ag, su profundidad, poca potencia y
considerable presencia de agua subterránea (hoy las antiguas minas están inundadas) no las
hicieron atractivas para su beneficio. La explotación histórica se concentró en el mineral
oxidado y sulfurado supergeno con mayores leyes y más cercanos a la superficie. Esto
mismo ocurrió en la mayoría de los distritos argentíferos del norte de Chile.
Procesos supergenos en yacimientos de oro
En contraste con el Cu o Ag los depósitos de oro tienen una tendencia menor a enriquecerse
en la zona de sulfuros supergenos. Por el contrario los yacimientos auríferos sujetos a
oxidación pueden ser enriquecidos cerca de la superficie por:
Procesos químicos que involucran la migración del oro
Remoción de sulfuros y ganga soluble con el oro permaneciendo en su sitio
La movilidad, migración, concentración o dispersión del oro está influenciada por:
Tipo de depósito
Naturaleza de la ganga
la ganga y sulfuros controlan la
Tipos de sulfuros
naturaleza, solubilidad y precipitados
Minerales auríferos primarios
de las agua oxidantes
Tipo de roca de caja (mineralogía)
Grado de fracturamiento del depósito y rocas circundantes
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Clima
Nivel del agua
Agentes orgánicos; el oro es soluble en ciertos compuestos orgánicos o puede ser
incorporado en complejos iónicos por productos orgánicos. Ej. H2S producido por
bacterias puede originar (AuS)Los minerales hipógenos de oro son Au nativo, aurostibnita, fischerita y varios telururos de
Au. La pirita, arsenopirita y pirrotina también pueden incluirse debido a que aportan una
gran proporción de Au en muchos distritos.
Existe un solo mineral supergeno de oro y que es el Au nativo. Este se presenta en pepitas,
barritas irregulares, laminillas, dendritas, alambres, ramitas, agregados, pelos, filamentos,
filigramas, láminas y metal finamente dividido llamado pintura o mostaza de oro. El oro se
presenta en partículas individuales junto con productos de oxidación tales como calcita,
yeso, azufre, caolinita y ópalo. Mucho oro microscópico o submicroscópico se presenta en
agregados tales como limonitas y wad.
El oro nativo es relativamente inerte y en muchos depósitos, especialmente de sulfuros y
sulfosales, el mineral pasa a las zonas oxidadas esencialmente en la misma condición en
que está en la mena primaria, pero en ciertas condiciones puede disolverse (formando
complejos iónicos) y migrar.
El destino del oro durante los procesos de oxidación es afectado en forma importante por la
naturaleza y tamaño de las partículas de oro en el depósito primario. La solubilidad del oro
es mucho mayor cuando se libera en forma iónica de las redes cristalinas de pirita,
arsenopirita, etc. o cuando el oro es liberado en forma submicroscópica (coloidal) de esos
minerales huéspedes. Mucho de este oro coloidal o iónico puede migrar, ya sea en solución
como complejo iónico o en suspensión como coloide.
Si el oro está presente en partículas de >100 µm de diámetro su solubilidad es notablemente
más restringida y solo migra en forma física como laminillas, fragmentos metálicos o
pepitas. El oro grueso también restringe la movilidad del oro iónico, ya que provee núcleos
de precipitación para el oro disuelto.
La oxidación de teluros puede dar origen a oro soluble o plata u oro muy fino conteniendo
algo de plata. La pirita aurífera, arsenopirita o pirrotina originan varios compuestos de
arsénico, oro e iones solubles; también pueden originar oro esponjoso o mostaza.
Mucho del oro liberado por oxidación de sulfuros es incorporado en minerales y
compuestos amorfos que cementan los gossans, donde el oro está íntimamente mezclado
con limonita, wad (óxidos de Mn) y otros agregados. Parte del oro se encuentra en eluvios
y finalmente (si es grueso) en placeres aluviales. El oro muy fino (harina de oro; Ej.
oxidación de teluros) puede tener gran movilidad en drenajes superficiales y ser
transportado a gran distancia.
Si la zona de oxidación es esponjosa y suelta, mucho oro fino puede moverse físicamente
hacia abajo por gravedad o movido por aguas percolantes.
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La precipitación del oro en ambiente supergeno puede ocurrir por:
Precipitación por ion ferroso; Fe2+ + Au+ ↔ Auº + Fe3+
Precipitación por ion manganoso 2Au+ + Mn2+ + 4OH- → 2Auº + MnO2 + 2H2O
Aumento o diminución del pH destruye los complejos sulfurados
Adsorción y/o coprecipitación con gels de limonita.
Enriquecimiento supergeno de oro en yacimientos chilenos
En mucha vetas auríferas del norte de Chile se presenta una zona de oxidación que se
extiende de 50 a 100 m de profundidad con leyes >20 g/t Au. Prácticamente toda la
explotación histórica de depósitos vetiformes de oro se ha restringido a la zona de
alteración supergena, puesto que las leyes primarias de oro normalmente están en el rango
de 0,5 – 2,0 g/t Au y su potencia es menor en la zona primaria. El oro en las zona oxidadas
está frecuentemente asociado con oxicloruros, limonitas y hematita y no se restringe a las
vetas originales, sino que se extiende en las rocas de caja fracturadas adyacentes. Ej. en El
Guanaco las vetas epitermales de 0,5 a 3,0 m de potencia han producido menas oxidadas
con 40 – 50 g/t Au, pero los halos silicificados en torno a las vetas alcanzan hasta 30 m de
ancho con leyes de 0,5 a 7,0 g/t Au.
En Sierra Gorda vetas de fisura (0,1 – 1,0 m de potencia) tienen 20 g/t Au, pero las rocas
hasta 5 m de las fisuras contienen oro formando cuerpos mineralizados de 10 m de potencia
con 8 g/t Au y 1500 g/t Ag dentro de los 40 m superiores de las vetas. En Sierra Gorda no
existe un nivel de sulfuros supergenos enriquecidos y tampoco en San Cristóbal (solo existe
una zona mixta de óxidos y sulfuros primarios). En El Guanaco sí existe una zona de
sulfuros supergenos (calcosina, covelina) de 70 a 120 m de profundidad, la cual fue
explotada por sus altas leyes de Cu (3-4% Cu), más que por el Au que varía de 0,5 a 5 g/t
Au en esta zona. Los sulfuros hipógenos de El Guanaco son pirita aurífera, enargita,
luzonita y calcopirita con <2,0 g/t Au.
El estudio del enriquecimiento supergeno de oro en Sierra Gorda (Pohl, 1985-86) indica
que éste aumentó las leyes de oro (2 a 10 veces) y la potencia de los cuerpos mineralizados
(10 a 30 veces) desde cerca de la superficie y hasta 40-80 m de profundidad. La asociación
del Au con atacamita sugiere la participación de complejos clorurados de Au, pero también
de Br; existe clorargirita y bromargirita en vetas con Ag.
En yacimientos epitermales del Mioceno de las franjas de Maricunga y El Indio, los
procesos supergenos tienen menos relevancia y en los depósitos explotados se ha
beneficiado principalmente menas primarias con altas leyes de oro.
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Regolitos en climas húmedos cálidos o tropicales
En condiciones de clima húmedo cálido o tropical la meteorización química normalmente
es intensa y profunda originando regolitos por descomposición del sustrato rocoso y la
formación residual de lateritas en niveles superficiales. El regolito corresponde
esencialmente a rocas argilizadas (saprolito y pedolito) por la meteorización y las lateritas
son esencialmente óxidos de Fe y/o Al residuales prácticamente sin bases o silicatos
primarios. El desarrollo de regolitos puede originar depósitos de interés económico debido
a que ciertos materiales quedan atrás durante el proceso de descomposición y lixiviación de
las rocas que corresponde a los depósitos residuales como las lateritas ricas en aluminio
(bauxitas).y lateritas de níquel o cobalto (también existen lateritas de hierro, pero carecen
de importancia económica).
Regolitos con oro: Durante la lateritización en climas húmedos cálidos o tropicales la
oxidación en el frente de meteorización debajo del nivel de aguas subterráneas produce
condiciones neutras a ácidas. Esto destruye sulfuros o teluros hipógenos y su
descomposición libera el oro, pero éste último permanece esencialmente inmóvil debido a
la ausencia de ligantes para formar complejos solubles. Se produce dispersión lateral hacia
el techo del perfil laterítico, particularmente en el horizonte ferruginoso y moteado de las
lateritas. Esto puede deberse, en parte, a concentración residual y lavado superficial
durante la denudación (dispersión física) y, en parte, a la movilidad ya sea en solución o en
finas partículas (coloides), pero en los saprolitos el oro supergeno es esencialmente
inmóvil. El oro puede provenir de distintos depósitos hipógenos de sulfuros que se
descomponen durante el desarrollo de regolitos, pero el metal precioso queda como residuo
de interés económico en estos últimos y su contenido se enriquece debido a la disolución y
transporte de los materiales constituyentes de los sulfuros.
Los saprolitos pueden alcanzar a decenas de metros de potencia, de modo que en sectores
tropicales se originan cuerpos auríferos residuales supergenos que pueden tener gran
relevancia económica. El saprolito es un material superficial blando que es explotable por
rajo abierto, no requiere de gastos en molienda y el oro contenido está libre facilitando la
metalurgia. Consecuentemente los saprolitos pueden explotarse económicamente incluso
con leyes muy bajas de Au. Ej. Mina Omai en Guyana con ley de corte 0,4 g/t Au en
saprolito.
Los regolitos son resultado de procesos de meteorización superficial, consecuentemente en
su mayor parte son recientes. Sin embargo, en Australia existe mineralización aurífera
contenida en regolitos formados durante el Cretácico a Mioceno Medio en zonas que en la
actualidad son áridas o semi-áridas, de modo que los saprolitos y eventuales
mineralizaciones contenidas en ellos no son exclusivos de zonas con climas cálidos
húmedos actuales, sino que en forma extraordinaria pueden existir regolitos fósiles como
resultado de condiciones paleoclimáticas de una región.
Lateritas: Las lateritas están constituidas por óxidos residuales y contrastan con los suelos
arcillosos silicatados de las zonas de clima templado. Para que se formen depósitos
importantes se requiere que la meteorización química sea intensa, lo cual ocurre en zonas
planas con clima tropical y altas tasas de precipitaciones. En estas regiones las rocas se
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descomponen a suelos en los que todos los materiales susceptibles de solubilizarse son
disueltos y transportados por las aguas meteóricas, restando superficialmente solo
hidróxidos de Fe y Al los que se conocen como lateritas.
Las lateritas de Fe no tienen valor económico, pero las lateritas que están formadas casi por
puros hidróxidos de Al se denominan bauxitas y constituyen la principal mena de
aluminio. Cabe señalar que el aluminio es un elemento mayor de las rocas de la corteza
terrestre, la que contiene en promedio 15,8 % en peso de Al2O3, pero los fuertes enlaces del
Al dentro de la estructura atómica de los minerales silicatados hace muy difícil y no
económico extraerlo de estos minerales.
Por otra parte, en las zonas tropicales las rocas ricas en Al y relativamente pobres en otros
materiales como las sienitas o sienitas nefelínicas u otras rocas se descomponen a boehmita
(AlO(OH)), gibbsita (Al(OH)3), diásporo (AlO(OH)) y otros óxidos hidratados de Al; estos
minerales constituyen las bauxitas, las cuales son susceptibles de ser fundidas y el Al
metálico puede recuperarse mediante electrólisis.
La explotación mundial de bauxitas alcanzó a 97,2 millones de toneladas en 1994, la mayor
parte para producir aluminio metálico, pero 4-5 Mt se usan en la industria de materiales
refractarios, abrasivos, químicos con alúmina y la industria del cemento.
Para ser económicas las bauxitas es crítico el contenido de sílice porque es muy difícil de
separar; por otra parte para materiales refractarios el contenido de Fe debe ser bajo porque
el Fe baja el punto de fusión de dichos materiales. En los cementos de alta alúmina, la
bauxita reemplaza a las arcillas o puzolana en el cemento Portland y se mezcla con calizas.
Este cemento especial resiste la corrosión por agua marina o aguas sulfatadas.
Cabe mencionar, que desde hace años existe el proyecto Alumisa que intenta instalar una
planta de procesamiento de aluminio en la Región de Aysén en la porción austral de Chile.
El proyecto de Noranda involucraría la construcción de tres centrales hidroeléctricas y una
planta de procesamiento de aluminio. El propósito de dicho proyecto no es explotar
bauxitas inexistentes en Chile, sino que aprovechar el gran potencial hidroeléctrico de la XI
Región para procesar bauxitas importadas, aprovechando eventual energía eléctrica barata,
la cual es imprescindible para la recuperación del aluminio.
La mayoría de los depósitos de bauxitas son del Cenozoico, debido a que son depósitos
superficiales de metros a decenas de metros de potencia, lo que los hace muy vulnerables a
la erosión. Sin embargo, existen ejemplos de depósitos del Paleozoico en la Federación
Rusa (resultado de paleoclimas). Los productores principales de bauxitas son (producción
de 1994): Australia (42,2 Mt), Jamaica (11,6 Mt), Brasil (8,7 Mt), China (6,5 Mt), India
(4,8 Mt), Venezuela (4,8 Mt) y Surinam (3,8 Mt).
Lateritas de níquel: La primera y mayor explotación de Ni del mundo provino de lateritas
niquelíferas de Nueva Caledonia (isla del Pacífico Sur al NE de Australia y NW de Nueva
Zelanda) donde comenzó a explotarse en 1876 y donde existen aproximadamente 64 Mt de
níquel susceptibles de explotación económica, de los cuales un 70% se encuentra en
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depósitos lateríticos. Cabe señalar, que actualmente el Distrito de Sudbury en Canadá, con
depósitos ortomagmáticos de Ni-Cu ha desplazado a Nueva Caledonia como el mayor
productor mundial de Ni, pero las lateritas niquelíferas siguen siendo relevantes como
fuente de este metal.
Las lateritas niquelíferas resultan de la intensa meteorización de rocas ricas, a nivel de
trazas, en Ni, particularmente rocas ultramáficas (complejos de ofiolitas), como las
peridotitas, dunitas y peridotitas serpentinizadas1. En Nueva Caledonia gran parte de la isla
está formada por intrusivos ultramáficas (dunita, saxonita y rocas asociadas), muchas de las
cuales están total o parcialmente serpentinizadas. Estas rocas contienen 0,25% de Ni y los
depósitos residuales de níquel resultan de la lateritización durante la cual el Ni pasa
temporalmente a solución, pero rápidamente es re-precipitado ya sea en óxidos de Fe
(goethita rica en Ni) dentro de la laterita o como garnierita (Ni,Mg)3SiO5(OH)4 y otros
silicatos niquelíferos en la roca meteorizada debajo de la laterita. Esto resulta en que la
laterita contiene 0,5-2% Ni en óxidos de Fe y el saprolito subyacente típicamente contiene
2-4% Ni en silicatos hidratados.
El cobalto también puede concentrarse en lateritas niquelíferas, pero en general este se fija
en wad (óxidos e hidróxidos de Mn). Los depósitos potencialmente económicos tienen 1 a
3% de Ni + Co y tonelajes de 10 a 100 Mt.
1
Las serpentinas son minerales secundarios de color verde moteado derivados de la alteración de minerales
silicatados ricos en magnesio (especialmente olivino) los que tiene la fórmula (Mg,Fe)3Si2O5(OH)4.
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Lecturas recomendadas
Ague, J.J. and Brimhall, G.H., 1989. Geochemical Modeling of Steady State Fluid low and
Chemical Reaction during Supergene Enrichment of Porphyry Copper Deposits.
Economic Geology, V. 84, pp. 506-528.
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Desert, northern Chile: Evidence from supergene mineralization at La Escondida.
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In: Titley (Editor) Advances in Geology of the Porphyry Copper Deposits.
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