DEPÓSITOS EN PLACERES Son concentraciones concentraciones detríticas de arena, grava y minerales metálicos como oro y estaño. ocurren por procesos sedimentarios que se inician con el intemperismo de minerales y rocas, luego el transporte de los minerales pesados para finalmente ser concentrados por corrient corrientee de agua, hielo y/o viento. viento. La mena detrític detríticaa pesada pesada o mineral mineral de placer placer se caracteriza por: I) Tener un peso específico elevado (Tabla 8,1), 2) Resistencia a la oxidaci oxidación ón y/o corrosión corrosión causada causada por los agentes agentes atmosféric atmosféricos os y en especia especiall el agua (estabilidad química en la zona de oxidación), 3) Resistencia a la abrasión causada por los agentes de transporte, 4) Dureza igual o superior a 2, 5) Desgaste mínimo al proceso de reducción de los granos, también denominado maleabilidad, particularmente con el oro. Los minerale mineraless que reúnan reúnan estos estos factores factores pueden pueden concentr concentrarse arse selectiv selectivamen amente te por procesos procesos de deposic deposición ión mecánica mecánica o gravitac gravitaciona ional,l, en función función de un régimen régimen hidro o aerodinámico (agua, hielo y/o viento). Los depósitos formados en el lugar de destrucción de la fuente primaría de minerales metál metálic icos os son conoc conocido idoss como como "eluvi "eluviale ales". s". Cuand Cuandoo el materi material al intem intemper periz izado ado y desin desinte tegra grado do es removi removido do cerro cerro abajo abajo se forman forman depós depósit itos os de talu taludd denomi denominad nados os "eluviales". La acumulación de material al pie de un declive puede llevar al desarrollo de un placer "coluvial". Cuando el material clástico e intemperizado es acarreada por corrientes de agua se forman depósitos "aluviales". Depósitos de "playa" ocurren a lo largo tic las playas en lagos, mares y océanos. Depósitos en "glaciares" pueden desarrollarse como resultado de la actividad glacial. Por último, los depósitos "cólicos" resultan de la acción del viento. Según su tiempo de formación los placeres pueden ser recientes del Cuaternario, o antiguos fósiles del Terciario o anterior. De acuerdo a su modo de ocurrencia pueden ser abiertos o enterrados bajo una secuencia de sedimentos depositados posteriormente. Los placeres son homogéneos cuando contienen un solo mineral de placer y compuestos cuan cuando do cont contie iene nenn vari varios os que que son son econ económ ómic icos os.. Los Los depó depósi sito toss anti antigu guos os pued pueden en preservarse por: 1) Enterramiento por derrames volcánicos y/o por material de derrubio, 2) Por levantamiento regional como el levantamiento de h línea de costa preservando los depósitos de playa, 3) Por subsidencia regional o por cambio de climas, permitiendo que que los los depó depósi sito toss aluv aluvia iale less se enti entier erre renn por por incremento en la velo veloci cida dadd de sedim sediment entac ación ión y 4 ) Abando Abandono no de los los depós depósit itos os como como las las terra terraza zass aluvia aluviale les. s. Los depósitos en placeres son de gran importancia en la minería, abastecen cerca del 80 o/o de la producción de oro, 50 o/ü de uranio, 50 o/o de diamantes, etc. Además son fuente importante de ilmenita, casiterita, platino, monacita, granates, baritina, corindón, cinabrio, etc. En la tabla 8.2 pueden observarse algunos tonelajes y leyes de ciertos depósitos de placeres.
AMBIENTE GEOLÓGICO DE FORUMACION El ambiente geológico de formación está determinado determinado por los rasgos geomorfológicos, geomorfológicos, tectónicos y climáticos. LOS LOS RASG RASGOS OS GEOM GEOMOR ORFO FOLO LOGI GICO COSS: Están Están relaci relaciona onados dos direc directa tamen mente te a la construcción construcción del relieve r elieve terrestre a través de los procesos de intemperismo. Estos rasgos pueden observarse en los valles fluviales y litorales. El desarrollo de un valle fluvial está relacionado al desarrollo del ciclo de erosión de los tíos. El ciclo de erosión de los ríos se refleja en sus perfiles de equilibrio longitudinal y transversal. Este ciclo tiene 3 estadios: 1} Juvenil, Juvenil, 2) Maduro y 3) Senil. En el estadio juvenil el perfil longitudinal de los ríos no está equilibrado y el transvers transversal al tiene la forma de "V", desarrollada por una erosión vertical en el lecho rocoso. El río fluye por gargantas angostas con cascadas y rápidos, tiene una fuerte gradiente que genera una gran velocidad de circulación circulación de las aguas puliendo el canal o
AMBIENTE GEOLÓGICO DE FORUMACION El ambiente geológico de formación está determinado determinado por los rasgos geomorfológicos, geomorfológicos, tectónicos y climáticos. LOS LOS RASG RASGOS OS GEOM GEOMOR ORFO FOLO LOGI GICO COSS: Están Están relaci relaciona onados dos direc directa tamen mente te a la construcción construcción del relieve r elieve terrestre a través de los procesos de intemperismo. Estos rasgos pueden observarse en los valles fluviales y litorales. El desarrollo de un valle fluvial está relacionado al desarrollo del ciclo de erosión de los tíos. El ciclo de erosión de los ríos se refleja en sus perfiles de equilibrio longitudinal y transversal. Este ciclo tiene 3 estadios: 1} Juvenil, Juvenil, 2) Maduro y 3) Senil. En el estadio juvenil el perfil longitudinal de los ríos no está equilibrado y el transvers transversal al tiene la forma de "V", desarrollada por una erosión vertical en el lecho rocoso. El río fluye por gargantas angostas con cascadas y rápidos, tiene una fuerte gradiente que genera una gran velocidad de circulación circulación de las aguas puliendo el canal o
el lecho rocoso. En este estadio predominan los materiales aluviales recogidos por el flujo y erosionados por el mismo tío en el lecho rocoso formando depósitos pequeños y angostos. En el estadio maduro el río presenta un perfil longitudinal desarrollado por una erosión lateral. 1a circulación meandriforme socava sus orillas ensanchando el valle y clasifica sus materiales. En este estadio se forman las terrazas. En el estadio senil ocurre un perfil longitudinal longitudinal propio de los terrenos nivelados. La actividad actividad erosional es mínima. Las aguas de inundación solamente depositan bancos de arcillas . También pueden desarrollarse procesos de rejuvenecimiento rejuvenecimiento generando nuevos ciclos erosión o ciclos recurrentes. El rejuvenecimiento toma lugar por un cambio climático o por levantamiento de la corte corteza za terre terrest stre, re, permitiendo camb cambia iarr el nive nivell de bas basee y poniendo en marcha un nuevo ciclo de erosión. Durante los ciclos recurrentes los sedimentos del ciclo precedente son reirá-bajados, removi removiénd éndose ose una consid considera erable ble masa masa de sedim sediment entos os desarr desarroll ollán ándos dosee una nueva nueva clasificación de los sedimentos y enriqueciendo los placeres. Los depósitos más importantes han sido formados de este modo. Estos ciclos erosivos de un río apodarán materiales detríticos y minerale mineraless de placer. placer. Las zonas de profundo profundo ínt íntempe emperismo rismo,, acompañados de un suave relieve topográfico abastecen fácilmente materia! detrítico, detrítico, pero las mesetas o penillanuras penillanuras no proporcionan mucho material detrítico. detrítico. Los relieves alpinos y planos no son muy favorables para el desarrollo , de los placeres. Las condiciones óptimas ocurren en montañas bajas y en relieves de colina. Los rasgos geomorfológicos en la zona litoral favorables para la formación ' de placeres son una aspereza general del relieve costanero. También un sistema de drenaje fluvial joven acompañado de numerosos ríos y valles angostos que impidan la formación de placeres aluviales, este drenaje facilita el rápido transporte de los (materiales detríticos al mar y la rotulación de los placeres de playa.
LOS FACTORES TECTÓNICOS son los movimientos diastróficos que preceden, acompañan y prosiguen a la formación de un placer. La ocurrencia de grandes fallas regional regionales es está acompañada acompañada de desplaz desplazamie amientos ntos de grandes grandes bloques bloques de la corteza corteza terrestre, formando nuevas zonas de erosión. En los períodos precedentes a la formación de placeres pueden ser expuestos bloques de rocas y depósitos endógenos primarios a lo larg largoo de gran grande dess fall fallas as.. Esta Esta expo exposi sici ción ón perm permit itee al inte intemp mper eris ismo mo alte altera rarl rlos os y desco descompo mpone nerlo rloss produc producie iendo ndo materi material ales es detrít detrítico icoss que sirve sirvenn como como fuent fuentee de los minerales de placer. ´ Durante la formación de los placeres, los bloques tectónicos tectónicos pueden rejuvenecer el nivel de base local, creando condiciones para un ciclo recurrente de erosión. La repetición de
estos movimientos tectónicos da lugar a la formación de ciclos erosiónales acumulativos que permiten permiten desarroll desarrollar ar placeres placeres jóvenes; jóvenes;.. Los movimient movimientos os tectónic tectónicos os vertica verticales les produ produce cenn un suave suave levan levantam tamie iento nto de las las costas costas marina marinass y una lenta lenta deposi deposici ción ón confinada a sus playas. También puede ocurrir lo inverso, una lenta sumersión de la línea de costa y un gradual ingreso del frente de abrasión, con una línea cercana de acumulación de placeres de playa. LOS FACTORES HIDROLÓGICOS se manifiestan por manifiestan por la variación del caudal de las corrientes de agua y la marca en el litoral. Son favorables para una buena clasificación de los materiales detríticos la presencia de un caudal irregular en los ríos. Ríos con caudales regulares durante todo el a/lo ocurren sobre amplias llanuras y solamente transportan arenas y arcillas. La variación en la marea permite que el oleaje en las costas clasifique sus materiales. LOS FACTORES CLIMÁTICOS favorables para la descomposición de las rocas ocurre ocurrenn princi principal palmen mente te en un clim climaa tropi tropical cal húmed húmedo, o, generá generándo ndose se un manto manto de intemperismo intemperismo y un rápido transporte de los materiales lixiviados lixiviados y detríticos. detríticos. los climas glaciar y peri glaciar son favorables para el desarrollo de un intemperismo mecánico y la segregación de los minerales metálicos pesados. 1. PROCESO DE FORMACIÓN Dos condiciones son necesarias para la formación de los placeres: 1) La existencia existencia de una fuente primaria de minerales de placer acompañada de condicione necesarias par paraa su liberación. 2) El desarr desarroll olloo de procesos de transp transport orte, e, deposi deposici ción ón y concentración de los minerales de placer; esto ocurre de acuerdo a las condicione morfoclim morfoclimatic aticas as y a los los agent agentes es de transp transport ortee que int interv erven engan gan en cada cada proce procese se (depósitos eluviales, aluviales, de playa, etc.). Las fuentes primarias de los minerales de placer son de 3 tipos: 1) Depósitos endógenos y exógenos de mineral primario 2) Rocas conteniendo una mineralización diseminada y 3) Placeres antiguos (Tabla 8.3). 8.3). Los min minera erale less de oro, oro, plati platino, no, diama diamant nte, e, casit casiteri erita ta,, wolfra wolframit mitaa y cinabrio provienen de la desintegración de los depósitos de minerales. La monacita, ilmenita, rutilo, zircón, granate y magnetita son productos de la alteración de las rocas. Los placeres fósiles pueden abastecer minerales de ambos tipos. La formación de los depósitos de placeres está relacionada a los tipos genéticos genétic os de los depósitos de minerales, por sus rasgos de composición y a la estructura de los minerales de placer. Los depósitos depósitos auríferos provienen principalmente de los depósitos hidrotermales, el diamante de las kimberlitas kimberlitas etc. En general estos depósitos reflejan en su composición mineral la asociación paragenética de la fuente que provengan, la composición de la roca madre y de sus depósitos principales asociados. Los minerales de placer que provengan de las pegmatitas pegmatitas estarán asociados a fluorita, turmalin turmalinaa y espodume espodumena na principalmente. Los min mineral erales es que provengan de rocas gabroicas presentarán además dióxido, augita hiperstena, anfibol, etc. La liberación de los minerales de placer de los depósito de minerales primarios, minerales primarios, de las rocas o de los placeres fósiles ocurre por proceso intempéricos. Luego del proceso de intemperismo los minerales de placer se encontrarán libres en granos o dentro de partículas de cuarzo princ princip ipal almen mente, te, esto esto de acuerd acuerdoo al nivel nivel de desga desgaste ste acont aconteci ecido, do, li lista sta li liber beraci ación ón continua durante todo el proceso de transporte, sobre todo para los minerales de placer que se encuentran como accesorios de las rocas.
1.1 LOS DEPÓSITOS ELUVIALES, DELUVIALES Y COLUVIALES: se originar a partir de filones y cuerpos ricos en mineral, de rocas que contienen diseminaciones no comerciales como granitos, pegmatitas estanníferas y esquistos auríferos. A actuar el intemperismo sobre ellos se forma un manto de intemperismo. Este manto de intemperismo sufre la acción de las chorreras de agua y del viento arrastrando lentamente los materiales detríticos. Durante el arrastre y por efecto de la gravedad los materiales residuales finos y pulverulentos son llevados más fácilmente que lo minerales de placer, clasificándolos. El viento también levanta a las arenas y arcillas siendo mejor su efecto en las zonas desérticas. El deslizamiento de la masa detrítica colina abajo por gravedad depende del ángulo de declive, del espesor del talud, del tamaño y el peso específico de los fragmentos y del coeficiente do fricción. También dependen de otros factores como la variación anual y diaria de la temperatura (el cual gobierna el congelamiento y fusión de la vertiente), la dilatación termal y la contracción de los fragmentos, el efecto producido por la remoción de masa y el fenómeno de solí fluxión. Él movimiento del manto de intemperismo es mayor en los períodos de descongelamiento, alcanzando un máximo en primavera. La parte superior del material detrítico se mueve más rápido, pero la velocidad de movimiento del mineral de placer en el manto de intemperismo disminuirá con el incremento de la profundidad en dicho manto. El movimiento diferencial de los materiales detríticos a lo largo de la pendiente permitirá separar los fragmentos de roca de los minerales de placer, apilándose los más pesados en el fondo del manto de intemperismo y los más ligeros hacia la parte superior. También se observa que tas partículas más pesadas se hunden en el manto de intemperismo más rápidamente que los ligeros. El manto de intemperismo en estos depósitos está constituido principalmente por bloques y cantos rodados, acompañados de arcillas y arenas, etc. listos depósitos presentan una clasificación mala a heterogénea.
1.2 LOS DEPÓSITOS ALUVIALES Los depósitos aluviales; ocurren relacionados a una corriente de agua en ambientes continentales. Cuando las corrientes de agua discurren lodo el año se les denomina río, peto cuando solamente ocurren en determinadas épocas del año son tórrenles. Las corrientes de agua discurren sobre canales definidos denominados canales aluviales, los canales aluviales pueden ser rectos, sinuosos o meandriformes y anastomosados. En un perfil transversal de un río puede observarse un lecho mayor, menor y de inundación (Fig.8.1). El lecho menor es el canal aluvial donde discurren las aguas de estiaje, este lecho menor presenta arcillas abruptas que lo delimitan. El fondo del lecho menor presenta una alternancia de hoyos y altos fondos cuando los materiales transportados son heterogéneos. El lecho de inundación es el canal aluvial donde discurren las aguas episódicas y el lecho menor separado por una barra de acrecentamiento, presenta un perfil transversal en badén. La línea de fondo que corre sobre el canal aluvial se le denomina talweg. En el lecho aluvial se pueden encontrar los siguientes depósitos de materiales detríticos: 1) Horizontal aluvial inferior, 2) Horizonte aluvial superior, 3) Depósitos de inundación y 4) Depósitos coluviales. El horizonte aluvial inferior está constituido principalmente por gravas, cantos rodados, arenas y minerales de placer que se encuentran sobre el lecho rocoso o roca madre. El horizonte aluvial superior se encuentra encima del horizonte aluvial inferior; está constituido por guijarros, gravas y arenas principalmente, este material es relativamente movilizable en los períodos de crecida del río. Los depósitos de inundación están constituidos por un material arcilloso fino. Un material arenoso mezclado con gravas finas se depositan en las barras de acrecentamiento. El depósito coluvial está constituido por bloques, gravas angulosas y arcillas provenientes de las laderas. Los torrentes son corrientes de agua de circulación episódica y limitada a la época de lluvias. Se conoce como torrente cuando ocurren en las montanas y oueds en las regiones áridas. Los torrentes presentan un tipo de circulación dividido en 3 partes: Una cuenca de recepción en forma de embudo, luego un canal de circulación inscrita en el fondo de una quebrada y finalmente un cono de deyección donde el agua se reparte en canales divergentes (Fig. 8.2). EL TRANSPORTE EN EL MEDIO ALUVIAL ocurre por: 1) Tracción, 2) Saltación, 3) Suspensión y 4) Como material disuelta. El transporte por tracción ocurre cuando las partículas del fondo de una corriente ruedan, se deslizan y chocan. Con mayor facilidad ruedan las partículas esferoidales y de menor peso específico, adelantándose a las partículas de menor esfericidad y de mayor peso específico. II transporte por tracción es el más importante en la formación de los depósitos aluviales. El transporte por saltación ocurre cuando las partículas a lo largo del lecho dan una serie de saltos cortos e interrumpidos. El transporte por suspensión ocurre cuando las partículas pequeñas, menos esféricas y de poco peso específico son acarreadas como una nube de materiales por la corriente de agua, en forma independiente del lecho. Las partículas planas se elevan y permanecen en suspensión por mayor tiempo que las esferoidales, las partículas esferoidales y pequeñas se hunden con mayor facilidad. El transporte como materia disuelta no es tan importante en la formación de los depósitos aluviales. El transporte de una feriales detríticos y minerales de placer depende de la competencia de la corriente de agua. La competencia o capacidad de carpa de la corriente de agua está dada por la máxima dimensión del material detrítico que puede transportar. La competencia está relacionada directamente con la velocidad de circulación, el caudal,
el flujo turbulento y la pendiente. Generalmente el movimiento de agua de una corriente es turbulento. La turbulencia ocurre por la fricción del agua con las rugosidades del lecho del río manifestándose como arremolinamientos, ondulaciones y desorden. El agua al chocar con el lecho rugoso, levanta a las partículas más ligeras en forma de remolino, erosionando el lecho y formando hacia arriba corrientes arremolinadas o turbulentas. Las corrientes de poco caudal, baja velocidad y pendiente mínima o suave no desarrollan transporte por tracción. Cuando aumenta la velocidad ya sea por aumento de caudal o por una mayor pendiente, los sedimentos empiezan a vibrar y a separarse, a esta velocidad se* le conoce con el nombre de "velocidad de separación crítica"; conforme continúe aumentando la velocidad, permitirá que la corriente comience a transportar sedimentos por tracción o por saltación.
liste movimiento de las partículas dentro de una corriente de agua a lo largo del lecho es la consecuencia de los dos grupos de fuerzas 1) Fuerzas horizontales generadas por la corriente y 2) Fuerzas verticales del tipo gravitacional-cohesiva dirigidas hacia abajo y que presentan resistencia a la corriente; y fuerzas verticales hacia arriba que levantan los fragmentos y los elevan a cierta altura (dependiendo del tamaño de la partícula), estas fuerzas son originadas por los remolinos en el fondo de la corriente. Cuando la suma de las fuerzas horizontales y verticales (de remolino), es mayor que las fuerzas gravitacionales y cohesivas, se desarrollará un transporte sobre las partículas. El transporte por saltación mueve principalmente a las gravas, elevándolas por las fuerzas de arremolinamiento y manteniéndoles en suspensión momentánea por las fuerzas horizontales para luego caer, la repetición de este proceso en forma indefinida permite
transportar grandes cantidades de partículas (Fig. 3.3). En el transporte por suspensión las arenas y arcillas son levantadas por las fuerzas de arremolinamiento y llevadas lejos por las fuerzas horizontales. La relación entre el tamaño de las partículas transportadas y la velocidad de la corriente de agua está ilustrada claramente en las curvas de lljulstrom (Fig. 8.4). En la figura vemos que la curva superior representa las velocidades críticas necesarias para iniciar el movimiento de las partículas de diferentes diámetros, así vemos que para arcillas de un micrón de diámetro se requieren velocidades mayores de 250 cms/seg.; la velocidad crítica disminuye hasta un valor mínimo alrededor de 20 cms/seg. para arenas de diámetros comprendidos entre 0.1 y 0.5 milímetros, para tamaños mayores la velocidad crítica aumenta nuevamente a más de 100 cms/seg. para gravas de 10 milímetros de diámetro. La línea inferior del gráfico es la curva de la velocidad de deposición. Esta línea expresa las condiciones de velocidad en las cuales una partícula cae en reposo, porque su velocidad de deposición sobrepasa a las fluctuaciones verticales y horizontales de la circulación de la corriente. La curva de la velocidad de deposición se eleva hacia la izquierda y se aproxima a la curva superior gráfica. El área situada arriba de la curva superior corresponde al régimen erosional dentro del cual son puestas en movimiento. FJ área situada debajo de la curva inferior corresponde al régimen de deposición dentro del cual las partículas transportadas pasan al reposo. El área extensa en forma de cuña situada entre las ; dos curvas corresponde al régimen de transporte. En la práctica se pueden considerar los siguientes datos de Jenkins (1964, Tabla 8.4).
La velocidad de circulación de una corriente varía en el tiempo y en el espacio, redistribuyendo las masas aluviales durante diferentes períodos de tiempo y a lo largo de diferentes secciones de la corriente. Estos cambios ocurren por variación del nivel de base, por cambios estaciónales y por variación de la pendiente, permitiendo el desarrollo de nuevos ciclos de erosión. Así en períodos de inundación y de mayor caudal será favorable para el transporte de grandes cantidades de materiales aluviales y desfavorable en períodos estivales y de menor caudal. Una fuerte pendiente en una corriente de agua permitirá desarrollar una mayor velocidad y transporte de materiales y por el contrario, una pendiente suave desarrollará un transporte mínimo.
El transporte de los materiales detríticos a lo largo de una corriente de agua selecciónala a los materiales. La combinación de los diferentes modos de transporte combinado con la escala de turbulencia ocasionará una clasificación compleja en base al tamaño, forma y peso específico de las partículas. Los diferentes modos de transporte generarán una disminución en el tamaño medio de las partículas aguas abajo, un aumento de la esfericidad y algunos cambios en el peso específico medio. Esta clasificación de sedimentos también se reflejará en el desgaste gradual de las partículas. Este desgaste depende directamente de la abrasión, del desplazamiento y el peso específico y es inversamente proporcional a la dureza del mineral. Según estos factores algunas rocas o minerales después de cierto recorrido llegan a un tamaño mínimo o desaparecen. Así el mármol, la caliza y la dolomita recorren 30, 50 y 60 kilómetros respectivamente antes de desaparecer; el granito recorre de 100 a 150 kilómetros convirtiéndose en cuarzo solamente. Los granos de mineral con peso específico de 4 a 5 tienen un tamaño crítico de 0.05 a 0.07 milímetros, los de 3 a 4 de 0.12 a 0.15 milímetros, y el cuarzo y los minerales de peso específico similar tienen de 0.2 a 0.25 milímetros. Los minerales de placer pueden dividirse en 3 grupos de acuerdo a su capacidad de desgaste y de migración: 1) De baja capacidad: cinabrio, wolframita, scheelita, baritina, etc., 2) De moderada capacidad: magnetita, granate, monacita, casiterita, oro, etc. y 3) De alta capacidad: espinelas cromiferas, ilmenita, rutilo, zircón, corindón y diamante. LA DEPOSICIÓN DE LOS MINERALES DE PLACER ocurre principalmente por pérdida de la competencia de una corriente, manifestada por disminución de la velocidad de circulación de la corriente. La velocidad de circulación de la corriente. La mayor al tope, disminuyendo hacia abajo, esto ocasiona que los fragmentos rueden o salten y hacia la base se produzcan principalmente deslizamientos lentos. Este movimiento es diferenciado tanto en plano horizontal como vertical, acelerándose en zonas donde la corriente es más rápida y en tiempos de inundación, y viceversa en tiempos de estiaje. El fenómeno de la posición de un mineral de placer y de los materiales detríticos finos en medio acuoso pueden ser comprendida y fundamentada por la ley de Stockes (Fig. 8.5). La ley de Stockes se expresa en la fórmula V = kr d, donde v representa la velocidad de deposición de la partícula, r es el radio de la partícula, k es una constante en función de la gravedad y viscosidad del fluido y d es la densidad del fluido. De acuerdo a esta ley la velocidad de hundimiento de una partícula está relacionada directamente al cuadrado de su radio y a su densidad. Esto significa que entre el cuarzo
de densidad de 2.7 grs./cm3 y una partícula de oro de 19 grs/cm3 de densidad, ambas del mismo tamaño, se depositará primero la partícula de oro con una velocidad de deposición . siete veces mayor; también los dos minerales podrán depositarse al mismo tiempo, cuando el tamaño del cuarzo sea siete veces mayor que la del oro, igualando sus características hidrodinámicas. Cuando la partícula es demasiada grande para que su velocidad de deposición sea regulada por la viscosidad del fluido se utiliza la ley de impacto (fig. 8.6.)
Según la figura 8.5, la curva experimental tiene similitud con la curva teórica de lljulstrom y con la curva teórica de la ley de impacto. Si se consideran las partículas mantenidas en suspensión por corrientes ascendentes, es obvio que 1as corrientes
débiles mantendrán en suspensión a las partículas más pequeñas, mientras que un (jul jarro de 10 centímetros diámetro requeriría una corriente ascendente de casi un metro/segundo. También entre las partículas pequeñas existe una diferencia significativa en su velocidad de asentamiento; así una partícula de arcilla con 0.001 milímetro de diámetro se asienta a 0.0001 cms/seg, equivalente a 30 centimetros en aproximadamente 3 días; una partícula de limo de 0.02 milímetros de di metro se asienta a 0.04 cms/seg, equivalente a un asentamiento de 30 centímetro en 10 minutos. Por las semejanzas y diferencias de estas dos leyes, se observa que la velocidad de asentamiento de limos y arcillas está influenciada por la viscosidad; del medio, pero las partículas mayores se asientan independientemente de es efecto. La esfericidad es también un factor importante en la deposición. Entre Ia partículas de igual densidad y diferente forma; primero se depositarán las más esféricas, luego las no esféricas. Así tenemos que la especuladla y molibdenita de formas hojosas se depositarán posteriormente a las formas redondeadas (cuarzo, etc.) debido a que ofrecen mayor superficie y resistencia al hundimiento, normalmente son arrastradas y dispersadas por la corriente sin formar depósitos de placer (Fig. 8.7).
FIG. 8.7.- Deposición de diferentes partículas según la ley de Stockes. Primero se depositan los minerales más pesados y a mayor distancia los minerales ligeros. Los minerales hojosos y escamosos son arrastrados a distancian mayores (modificado de Ascarate 1971). LA CONCENTRACIÓN DE LOS MINERALES DE PLACER ocurre por pérdida de la competencia de una corriente permitiendo la deposición de cantos rodados, gravas y arenas. Se conocen algunos lugares favorables para la concentración de los minerales
de placer, estos son: 1) Horizonte aluvial inferior, 2) Horizonte aluvial superior y 3) Otros casos (Weels 1973). En el horizonte aluvial inferior los minerales de placer se depositan principalmente como veneros de lecho. Los veneros de lecho son acumulaciones de minerales de placer grueso que ocurren en el lecho del río y directamente sobre el lecho rocoso. Estos veneros son prácticamente inamovibles por la corriente y se les encuentra cerca de los depósitos primarios. Podemos considerar la ocurrencia de estos veneros de lecho de la siguiente manera: Durante el transporte de las gravas los minerales pesados tienden a alcanzar el fondo del lecho del río acumulándose principalmente en los empedrados de gravas, en acanaladuras, grietas, rifle rías, marmitas, etc. donde son retenidos por pérdida de la competencia. El empedrado de grava es la principal forma de concentración de los minerales de placer. Está constituido principalmente por gravas y arenas gruesas que se rnueven lentamente sobre el lecho rocoso. Las gravas actúan como trampas de deposición de los minerales de placer, los espacios entre las gravas producen arremolinamiento que atraen a los minerales pesados y desplazan a los ligeros. También durante los periodos de crecida el horizonte puede ser removido dando lugar a una reconcentración de los minerales pesados (Fig. 8.8). De esta manera los minerales de placer tienden a asentarse en el fondo del lecho rocoso. La deposición en acanaladuras ocurre cu rocas agrietadas, pizarras de gran ángulo de buzamiento, esquistos y gneis parcialmente intemperizados y en una sucesión de rocas estratificadas de diferente resistencia a la erosión (fig. 8.9). En estas acanaladuras caen los minerales arrastrados por la corriente, siendo retenidos los pesados. Ocurre una mejor concentración cuando las acanaladuras son perpendiculares a la dirección de la corriente y se forman en sucesión paralela; esto es conocido como rifle ría, trampa comúnmente buscada por los lavadores de oro aurífero.
Las marmitas son también propicias para la retención de los minerales pesados. Las marmitas pueden formarse en areniscas, conglomerados, rocas carbonatadas, tufos volcánicos o granitos descompuestos. En general, las marmitas son buenas colectoras de materiales pesados y duros como el diamante que puede aguantar el martilleo de las gravas, ti oro en cambio es aplana lo y laminado, siendo fácilmente elevado y sacado por la corriente de agua y arrastrado aguas abajo. Tienen una importancia muy relativa debido al número pequeño de ocurrencias. La deposición en callones ocurre debido a la presencia de grandes bloques que forman un empedrado sobre el lecho rocoso formando un sistema de rifle ría natural. También pueden concentrarse en cataratas (Fig. 8.10).
Los veneros de lecho son de forma alargada, filiforme y sinuoso. Se presentan n forma simple o múltiple, a veces anastomosado. Pueden corresponder a lechos residuales o antiguos (Fig. 8.11).
Las concentraciones ricas se acumulan durante los primeros estadios de desarrollo del no. liste tipo de veneros muestra poca movilidad y en algunos casos cuando profundizan el lecho rocoso conteniendo venero de lecho, éstos se depositan inmediatamente debajo a veces con un desplazamiento vertical hasta de 25 metros; esto ocurre cuando desciende el nivel del lecho rocoso de un tributario hacia un río
principal (Fig. 8.12). Esta poca movilidad se debe al gran tamaño de estas menas poco trabajadas por la erosión (Kartashov 1971). En el horizonte aluvial superior los minerales de placer se depositan principalmente como veneros de barias y de falso lecho. Los veneros de barra son acumulaciones de minerales de placer que ocurren en las parles apicales del horizonte aluvial superior. Su importancia práctica no es muy grande. Listos minerales son transportados por la corriente de agua en suspensión y por saltación a cierta distancia de los veneros de lecho o de los depósitos mineralizados primarios. Ocurren frecuentemente en la forma de pequeñas acumulaciones lenticulares de minerales de grano fino acompañados de areniscas y gravillas. Listas acumulaciones lenticulares están afectos a cualquier tipo de erosión, se desarrollan durante una estación individual y luego en la siguiente estación pueden ser barridos completamente estos veneros se forman bajo cualquier condición hidrodinámica donde ocurra deposición (Fig. 8.13). La figura B. 14 muestra una comparación entre la acumulación de los diferentes tipos de venero, indicando la Variación en función de la altura sobre el lecho rocoso.
Se conocen dos tipos de veneros de barra: 1) Barras de punto y 2) Barras anastomosadas. Las barras de punto ocurren en la orilla interna y convexa del meandro de un no en canales sinuosos. Se forman en sucesivos estadios por acreción local de los sedimentos, es el punto de curvatura máxima de la orilla convexa. Ocurren en los tiempos de inundación cuando las aguas alcanzan el nivel de la barra. El mineral de placer acumulado en estas barras es fino y se encuentra entre el nivel de máxima elevación de las aguas y el nivel de las aguas de ciénaga (Fig. 8.15).
Las barras anastomosadas acunen en los canales anastomosados, en lugares donde la pendiente es relativamente alta y la competencia de la corriente es insuficiente para acarrear la carga sedimentaria, repartiéndose la carga en el centro del canal formándose canales pequeños y complejos. Son favorables para la formación de estos canales cuando las corrientes de flujos rápidos llegan a zonas de gradientes mínimas, donde las velocidades de flujo estacional varían ampliamente y donde los bancos de gravas son fácilmente erosionables. En estos canales se forman barras e islas por acreción lateral y vertical, de forma tensoidal predominante. Las barras pueden migrar desapareciendo algunas y creándose otras, lisia continua clasificación del ma terial detrítico permite concentrar los minerales de placer en la parte basal tic las barras e islas (Fig. 8.16). Los veneros de falso lecho son las acumulaciones de los minerales de placer gruesos ubicados en los horizontes aluviales superiores. Pueden encontrarse uno o varios horizontes aluviales conteniendo veneros en sucesión vertical y paralelos al lecho del río.
Estos veneros ocurren en zonas relativamente cercanas a los depósitos mineralizados primarios. El esquema de ocurrencia de estos veneros es semejante al de los veneros de lecho, con la diferencia que los granos de los minerales de placer no llegan al lecho rocoso. La base de los veneros de falso lecho es una capa de arcillas resistente a la erosión por su gran cohesividad e impermeabilidad. Los veneros de falso lecho generalmente están compuestos por minerales recibidos durante los últimos estadios de equilibrio y/o agradación y se forman en tiempos relativamente cortos (Fig. 8.17).
También existen otras formas de concentración do los minerales de placer, estos son los siguientes: 1) En zonas de confluencia, 2) Ensanchamiento repentino del cauce o por difluencia y 3) Por disminución repentina del caudal. La confluencia ocurre cuando una corriente de agua cargada de materiales detríticos y con fuerte pendiente entra en otra corriente de agua más calmada y de menor pendiente, este encuentro de dos comentes da lugar a la deposición de la carga aluvial formando barras Iniciales (l 7ig. 8.18). El
ensanchamiento del curso del río da lugar a la disminución de la velocidad de circulación ocasionando una deposición de sedimentos (Fig. 8.19). Las difluencias son divisiones del cauce, están íntimamente ligados a los canales anastomosados, también forman depósitos en barras. La disminución repentina del caudal ocurre cuando termina el ciclo de lluvias produciendo reducción en la competencia y deposición de los materiales detríticos mal a regularmente clasificados. La distribución de los valores no es uniforme. Pueden encontrarse valores muy persistentes sobre lechos rocosos comparativamente lisos y en cualquier gradiente, los veneros de lecho pueden tener estos valores. Valores persistentes ociaren sobre un lecho rocoso desigual y con fuerte gradiente. Por último hay valores no persistentes sobre lechos rocosos desiguales con una fuerte gradiente, frecuentemente se les observa en los sistemas de rifle rías. 1.3 DEPÓSITOS DELTAICOS Se originan cuando una corriente de agua fluvial ingresa en un mar o lago adquiriendo pendiente nula y descargando su material. Esta acumulación depende de dos factores (Tricard 1968): 1) La modificación de la pendiente del curso de agua al llegar al nivel de base y 2) La dinámica litoral que interfiere con la dinámica fluvial. Cuando la corriente de agua fluvial entra en una napa de agua de pendiente nula se reduce a cero su energía disponible para el transporte, anulando su competencia, depositando sus sedimentos y originando una zona el" acumulación de acuerdo a las condiciones del litoral.
La dinámica litoral actuará de dos maneras posibles sobre estos sedimentos: a) Cuando se trate de costas abrigadas, especialmente lagos, los materiales depositados formarán un talud de escombros y el oleaje y la deriva litoral no dificultarán esta sedimentación, debido a su competencia mínima, b) Cuando la sedimentación, ocurre con fenómenos de turbulencia litoral, donde los cursos de agua desembocan directamente en mar abierto o en un gran lago, producen agitación, oleaje y mareas, manteniendo en suspensión una buena parte de los sedimentos finos que continúan su camino mar adentro, pasando de un medio dinámico a otro; además la deriva litoral tiene una competencia mayor, con capacidad de transportar el depósito deltaíco. Los depósitos deltaicos mejor desarrollados son los de tipo cono, en los cuales predomina la dinámica fluvial. Los delta tipo cono se originan cuando los cursos de agua torrenciales traen carga aluvial abundante y gruesa, que llega directamente a la napa de agua con una fuerte pendiente, sufriendo reducción brusca de la capacidad de carga de los materiales aluviales. Estos materiales depositados edifican un cono de
deyección al borde de la napa de agua, siendo necesario para su formación y mantenimiento, que la cantidad de material acarreado por la corriente fluvial supere la competencia de la deriva litoral; esto supone que exista una cuenca formada y una pendiente fuerte en la orilla. Se conocen dos variedades de deltas tipo cono: 1) Deltas tipo cono de aguas profundas y 2) Deltas tipo cono de aguas poco profundas. Los deltas tipo cono de aguas profundas se desarrollan principalmente en mares y océanos con un frente sub-acuático abrupto, proclive a los deslizamientos, cuya pendiente es la de un talud de equilibrio, que varia de acuerdo a la cantidad de limos y arcillas susceptibles de pasar ni estado de liquidez o ser la trampa para fenómenos de tixotropía (formación de geles). Donde no hay casi gravas, esta pendiente es de 27—29°, un poco más débil que para los taludes de equilibrio sub-aéreo. Cuando la liquidez y tixotropía intervienen, la pendiente es más débil y puede disminuir hasta 10° menos. En este tipo de deltas, la profundidad del agua impide la decantación de limos y arcillas sobre el talud subacuático (Fig. 8.20), debido al movimiento de las olas, siendo los materiales arrastrados para posteriormente formar la capa de fondo del delta. Generalmente la pendiente del fondo subacuático es alta, superior a los 15° y sobre ella crece el delta por avances progresivos de este talud apoyándose sobre los fondos vecinos; añadiendo capas sucesivamente inclinadas, groseramente paralelas y aproximadamente regulares, conteniendo material grueso compuesto generalmente de pravas y arenas con buzamiento de 10 a 25° aproximadamente, lo cual hace menos susceptible al deslizamiento, formando las capas frontales del delta. Reposando sobre las capas frontales del delta, sobreyacen las capas dorsales que son típicamente fluviales, con inclinaciones débiles, tic algunos grados y de deposiciones lenticulares, compuestas mayormente de gravas. En general estos depósitos son semejantes a los conos de deyección. Este modelo delta tipo cono incluye una parte aérea que es el verdadero cono de deyección, sobre el que discurren los canales de curso variable que barren su superficie a manera de abanico y con una pendiente longitudinal que puede ser fuerte (alcanza 5 o en Mácale—Venezuela). Donde los aportes torrenciales actuales son poco abundantes, el oleaje forma en la orilla del delta una pequeña berma de abrasión, con su respectivo micro acantilado. Los cantos rodados bien redondeados que constituyen el litoral, pueden ser arrastrados luego sobre el frente subacuático, mezclado con coquinas y con cantos rodados torrenciales recientes, que explican ciertos aspectos contradictorios de los sedimentos del frente y del pie del delta.
Los delta del tipo cono de agua poco profundas son construidas en la desembocadura de los cursos de agua en lagos y lagunas, donde la dinámica litoral es débil. En este tipo de deltas generalmente no hay ruptura de pendiente, pasándose gradualmente de la parte aérea a la parte subacuática del delta. La disminución gradual de la pendiente modifica las condiciones de sedimentación. En la parte sub— aérea ocurre una selección progresiva de los materiales, sobre un perfil longitudinal habitualmente cóncavo y en una pendiente decreciente río abajo. Las gravas se depositan primero en la parte subaérea y acuática, luego los materiales finos aguas adentro. En los fondos poco profundos pueden desplazarse las arenas finas extendiéndose por esparcimiento, por crecimiento de las corrientes. La agitación de tas aguas impide su decantación, pero las aguas dulces y salobres pueden colonizarlas con cañas y juncos permitiendo la fijación de los materiales. De esta manera se forman planos inclinados con una pendiente muy suave y uniforme entre los canales de aportes gruesos. 1.4 DEPÓSITOS DE PLAYA Se forman a lo largo de los litorales costeros en océanos, mares y lagos. Ocurren por efectos del flujo y reflujo de la marca, por acción de las olas y de las corrientes cercanas a la costa. Esta acción combinada tiende a ejercer sobre el litoral la abrasión desarrollando un perfil de equilibrio y formando las playas (Tricard 8). Las costas litorales pueden ser clasificadas de acuerdo al desarrollo del perfil de equilibrio como costas de abrasión, estables y de acumulación. La línea de las costas de abrasión Común grandes acantilados o peñascos socavados y rotos por las olas. El litoral acumulativo tiene una suave inclinación rellenada gradualmente con materiales detríticos sueltos. Las costas con perfiles estables presentan condiciones óptimas para la clasificación de los materiales detríticos marinos. Se pueden considerar los siguientes elementos en una costa de perfil estable; 1) Una zona de aguas profundas en el mar abierto, 2) Una zona litoral donde ocurren las olas marinas, el oleaje, la playa y un acantilado hacia la zona continental y 3) Una zona de costa alta que se encuentra detrás del acantilado en la zona continental. El acercamiento de las olas de la zona litoral hacia el continente comienza generalmente con deformaciones de las olas a una profundidad de 10—15 metros, acortándose su longitud de onda e incrementando su amplitud o altura. La fricción del agua contra el fondo marino disminuye el movimiento de la parte inferior de la ola, aumentando la parte superior o incrementando su amplitud. La ola se vuelve asimétrica y su cresta choca con In zona de rompimiento del oleaje. Esta energía cinética se pierde por erosión del fondo marino o por arrastre de los materiales a lo largo del fondo marino. Las playas son acumulaciones de malcríales detríticos móviles y desplazados por el oleaje. Constituyen la pendiente de empalme entre el relieve terrestre y el acuático, las playas presentan 3 niveles: 101 nivel de playa alta: Es el nivel alcanzado por las tempestades y sus salpicaduras. No se incluye aquí a las superficies susceptibles de ser inundadas luego de la acción de los Tsunamis o de los movimientos cólicos excepcionales. liste nivel es afectado periódicamente por el oleaje. Para la deposición de las gravas la playa debe tener principalmente una pendiente entre 20 y 30°. El modelo del nivel de playa alta está constituido generalmente por una o más terrazas pequeñas llamadas bermas, que tienen la superficie ondulada y que están separadas por taludes empinados que muestran minamientos causado por el oleaje, en la parte más alta de este nivel, normalmente fuera del alcance del oleaje, se ubican los cordones litorales. La modificación periódica en este nivel impide la implantación de la vegetación, permitiendo que la deflación eólica actúe sobre este terreno arenoso. En este nivel frecuentemente son abandonados sobre la parle alta de las bernias restos de troncos
flotantes, granos y basura de procedencia marina. El proceso de acumulación detrítica favorece cierto tipo de vegetación que impide el movimiento de las arenas. El cocotero, por ejemplo es la especie principal en las regiones tropicales, coloniza los niveles altos de las playas y retiene la arena entre sus raíces. El nivel de las playa media es la playa propiamente dicha. Este término también se aplica a las plataformas situadas al pie de los acantilados. La extensión de este nivel depende de las mareas. El estran (nivel) está comprendido entre los niveles de pleamar y bajamar promedios, siendo su límite superior designado también como "línea de costa". Frecuentemente la línea de costa se materializa en un micro acantilado ubicado en el nivel de playa alta, cuya base frecuentemente está marcada por un talud pequeño que resulta de una leve acumulación que se puede designar con el término de gradiente de bajamar. El estran presenta un perfil generalmente cóncavo, con pendiente siempre más elevada en su parte alta, sobre todo cuando el micro acantilado de la línea de costa está bien marcado, su nivel inferior es de pendiente débil. El estran es normalmente la zona de abrasión. El nivel de playa baja se encuentra debajo del estran y está sumergido siendo normalmente alcanzado por la luz solar. Este nivel se inicia en un cordón prelitoral, influenciado por los procesos que ocurren en el nivel de playa media y del litoral en general. Cuando durante la bajamar se producen rompimientos de olas, éstas desplazan al material del cordón prelitoral. También se encuentran ondulaciones y bancos, designados como cordones prelitorales, bancos prelitorales y depósitos prelitorales (ubicados en las depresiones entre los bancos y los cordones). PROCESO DE FORMACIÓN DE UN DEPOSITO DE PLAYA El proceso de formación de un depósito de playa está ligada a la dinámica litoral, al aporte de los materiales detríticos y minerales pesados, al transporte, deposición y a la formación de zonas de acumulación. LA DINÁMICA LITORAL está asociada principalmente a diversos procesos, tanto de naturaleza mecánica, bioquímica y química. Las acciones mecánicas son consecuencia de los movimientos de agua debido al oleaje, ya que la convergencia de las olas en una zona cosiera ocasiona una concentración de energía de rompimiento, con un potencial morfogenetico elevado; la divergencia de olas produce amortiguamiento del oleaje con un potencial morfogenético débil. La energía del oleaje desarrolla dos movimientos de sentidos contrarios y presión sobre el suelo, el movimiento de llegada produce una fuerza de cizallamiento (oblicua), entre el piso y la corriente de agua, capaz de arrastrar partículas echándolas n la costa por medio del efecto de chorro de agua. La vuelta del oleaje engendra una circulación laminar capaz de desplazar a las partículas. La convergencia de las olas tiende a favorecer el arrastre de partículas y la divergencia la deposición de partículas. Las olas de gran amplitud y altura y de períodos-largos, provocan y engendran cordones litorales y bancos prelitorales de fuerte combadura. Las variaciones del nivel del mar se deben a las mareas. Las grandes mareas tienen lugar durante el equinoccio y en especial cuando están acompañadas de tempestades y de fuertes olas. El oleaje puede echar el material al nivel de playa alta y edificar acumulaciones en lugares que están habitualmente fuera de su alcance. Las marcas actúan indirectamente sobre la morfogénesis por intermedio del oleaje y de las
corrientes que ellas engendran, acrecentando las zonas de erosión y desplazando a los materiales detríticos. Los mecanismos de erosión se desarrollan principalmente sobre los acantilados, dando lugar a la formación de playas. Estos mecanismos son: 1) Mecanismos litorales: a) Acción mecánica del oleaje, consistente en la trituración y pulido de las. rocas, por la presión sobre el aire atrapado en las fisuras (30 toneladas/metro cuadrado en Escocia), y el ametrallamiento del material suelto, generando una acción abrasiva y formando una superficie de abrasión, b) Acciones químicas y bioquímicas sobre las rocas calcáreas (corrosión), c) El haloclastismo; y 2) Los mecanismos clinotrópicos. Las acciones biológicas también favorecen la sedimentación jugando el rol de trampas: Los manglares y colonización de cenagales (en costas templadas). LOS APORTES DE MINERALES PESADOS Y DE MATERIALES DETRÍTICOS en la zona litoral provienen de tres fuentes relativamente independientes la una de las otras. 1) Aportes terrestres Provenientes de la erosión de los acantilados por los procesos litorales (deslizamientos, desprendimientos, aportes de chorreras de agua y de la reptación); de los cursos de aguas fluviales y eólicos (poco importantes). 2) Aportes de la deriva litoral y de las corrientes costeras: Constituí-dos en gran parte por los aportes terrestres, pero continuados por la dinámica li toral. 3) Aportes marinos que provienen de extensiones cercanas al litoral, sumergidas y principalmente de las zonas de plataforma marina. Estos materiales se presentan en forma detrítica y biótica. Los materiales detríticos provienen de la erosión de la roca del estran, principalmente bajo efecto de las acciones mecánicas. Los materiales de origen biótico ocurren en las partes sólidas de los seres vivientes de! mar (coquinas, etc.). EL TRANSPORTE de las partículas es provocado por el oleaje y por la corriente litoral, que son los resultados de dos componentes: uno perpendicular a la costa que domina el perfil de las playas y la otra paralela a ella. Cuando domina la componente paralela a la línea de cosía, se producirán olas oblicuas que generan movimientos de arenas y gravas en forma de dientes de sierra, denominada deriva litoral. Bajo el efecto de la deriva litoral, las partículas migran a lo largo de la zona de rompimiento (Fig. 8.21). Cuando la orilla presenta una inflexión, por ejemplo en la entrada de una bahía, la migración se detiene formando cordones y flechas litorales que prolongan la costa. Las migraciones por acción de las olas son predominantes para las fracciones arenosas. Los limos y arcillas se desplazan en suspensión bajo una forma desordenada y sus movimientos están ligados a flujos de masas de agua. LA DEPOSICIÓN se desarrolla principalmente en el estran. Los obstáculos rocosos y bióticos también favorecen la deposición. La acción de las olas y del oleaje permiten poner en movimiento a las partículas, modificando los materiales del aporte terrestre, marino y de deriva. Al romperse las olas sobre la playa, la corriente de llegada deposita los materiales detríticos a medida que su fuerza decrece, depositando primero los materiales más pesados, de saltación, luego los de suspensión; de esta manera, las gravas, arenas y minerales pesados son depositados primeramente, luego las arenas ligeras y restos de conchas. Cuando actúa la corriente de regreso, cuya velocidad depende de la pendiente de la playa, ésta arrastra a los materiales más ligeros pendiente abajo, dejando los más pesados arriba, mientras que la velocidad de regreso no sea lo bastante fuerte como para arrastrarlos, resultando así una clasificación granulométrica en sentido inverso (Fig. 8.22).
LAS ZONAS DE ACUMULACIÓN están constituidas por concentraciones de minerales pesados o arenas negras, conformadas frecuentemente por magnetita como mineral ganga, presentándose bajo la forma de bandas o enjambres frecuentemente estratificados, en capas alternadas de arenas blancas o cuarzosas y arenas negras. Las arenas negras frecuentemente están mineralizadas, aunque no son necesariamente explotables, porque pueden estar coloreados simplemente por materia orgánica o por presencia exclusiva de magnetita. Ciertas arenas de color amarillo o rojo, también pueden tener minerales explotables tales como zircón y monacita.
Se conocen dos zonas de acumulación: I) Nivel de playa alta y 2) Nivel de playa baja. En el nivel de playa alta se acumulan los materiales pesados (oro, etc.) y mayores por acción de las grandes marcas, de tempestades de varios días de duración o de tempestades sucesivas de violencia decreciente. lista acumulación ocurre preferiblemente en costas de vientos fuertes. En el nivel de playa baja se pueden encontrar acumulaciones de mena en los cordones, bancos y depósitos prelitorales en los flancos suaves que dan hacia el mar. La existencia de obstáculos rocosos favorece la deposición y concentración los minerales pesados. Los diamantes .se concentran principalmente en este nivel, en zonas donde hay cambios de velocidad de la resaca (corriente de vuelta), sobre todo en bahías cerradas o en orillas abruptas. Las antiguas zonas de acumulación son conocidas como playas fósiles. Las playas fósiles ocurrieron en el curso del tiempo geológico por cambio de las orillas marinas, siguiendo las transgresiones y regresiones marinas, generalmente se encuentran detrás de las playas actuales, conformando terrazas marinas que a veces pueden estar cubiertas por dunas, por la vegetación o por zonas pantanosas. A estas zonas de acumulación también se les conoce como placeres fósiles.
1.5 DEPÓSITOS EN GLACIARES Y EOL1COS LOS DEPÓSITOS EN GLACIARES ocurren en medios morfoclimáticos nivales y peri glaciares. En ambientes glaciares los materiales detríticos productos del intemperismo son arrastrados por el movimiento de los glaciares, erosionando y liberando nuevos materiales detríticos. Este proceso de fragmentación continúa en el medio peri glaciar generando depósitos con un mayor grado de madurez (Tricard y Cailleux 1967). Por acción de los glaciares ocurren depósitos de materiales detríticos con una clasificación mala y composición variable, desde un 99o/o de arcillas a casi ICIO o/o de bloques y cantos; en general predomina una matriz de grano lino con limos y arcillas. Entre estos depósitos tenemos las llanuras till, las morrenas y los drumlias. Cuando en el frente glaciar las aguas de fusión acarrean a los sedimentos glaciares dándoles una mejor selección y clasificación se les denomina sedimentos fluvioglaciares. En un ambiente fluvioglaciar ayudan a la liberación de los materiales detríticos la geliturbación, la acción de las chorreras, la deflación de las partículas finas y la caída de los materiales por gravedad, lis en estos ambientes fluvioglaciares donde existen mayores posibilidades de acumulación de los minerales pesados pudiéndoseles encontrar en kames, eskers, llanuras fluvioglaciares y posiblemente tenazas golets o de altiplanación. LOS DEPÓSITOS EOL1COS o de deflación ocurren en medios morfoclimaticos secos. Los materiales detríticos son proporcionados por el termoclastismo principalmente, también de los depósitos aluviales y de playas cosieras que bordean los desiertos, listos materiales son transportados por el viento hacia cuencas de de flación o hampas topográficas hundidas (Fig. 8.23A, Bagnoid 194l). El transporte de los materiales detríticos se realiza a través de un viento turbulento, este proceso depende de la fuerza del viento y de la calidad de las partículas, El transporte puede ser por suspensión, saltación, rodamiento y por arrastre. Los limos y arcillas son transportados principalmente por suspensión, éstos permanecen largo tiempo en suspensión y viajan largas distancias.
Las arenas finas y medianas pueden ser trasportadas por saltación, las arenas gruesas y las grávidas son transportadas por rodamiento. Las partículas mayores pueden ser
arrastradas cuando el viento golpea con mayor energía a lo largo de la superficie. La deposición de las partículas transportadas por el viento ocurre cuando ésta pierde competencia. A gran escala sucede en cuencas continentales hundidas o en trampas topográficas formadas por la presencia de montañas, por ejemplo las acumulaciones de dunas en los bordes de las montanas. A pequeña escala los granos de arena reposan sobre el lado de sotavento, donde se forman torbellinos de arena o al abrigo de los cauces aluviales, donde las arenas eólicas cubren dichos sedimentos (l 7ig. 8.23D). Los tipos de depósitos detríticos que se forman son generalmente cordones de arena, rizaduras, dunas y barbajanes. En estos depósitos se desarrollan una buena clasificación de las partículas detríticas ocupando las partículas más gruesas y pesadas las partes bajas de barlovento, éstas llegan por arrastre o por rodamiento. Las partículas más finas y ligeras son llevadas sobre barlovento y sotavento por rodamiento, saltación y suspensión. 2.
TIPOS DE PLACERES
Se conocen los siguientes tipos de placeres (Boyle 1979, Kartashov 1971, Smirnov 1976, Weels 1973 y MacDonald 1983): 1) Placeres eluviales, deluviales y coluviales. 2) Placeres aluviales: En canales, terrazas, llanuras de gravas y llanuras de inundación. 3) Placeres deltaícos.
del cuerpo mineralizado primario y su parte frontal puede llegar al pie de la ladera donde comienza el depósito coluvial. Ocurren en laderas de pendientes irregulares con zonas positivas conteniendo el cuerpo mineralizado primario y zonas negativas donde se acumula el material detrítico. Los placeres deluviales pueden tener varias decenas o centenares de metros de largo y algunas veces más. Estos depósitos presentan un mayor contenido de minerales de placer cerca a la fuente primaria, empobreciéndose hacia abajo por mezcla con fragmentos de roca estéril. Varlamoff (1953), constató que la casiterita en cantidades económicas raramente supera los límites de los campos mineralizados y cuando se alejan de estos los tenores disminuyen a cero.
El contenido de wolframita se reduce 24 veces al alejarse 400 metros de la fuente primaria. Los minerales de placer conforme descienden de la fuente primaria pueden seguir zonas topográficas negativas comúnmente conocidos como quebradas, etc., diluyéndose pendiente abajo. La formación de estos depósitos se complica cuando ocurren movimientos de tierra por solí fluxión, etc., éstos acarrean al deluvión por una distancia considerable y aún en suave pendiente desarrollando depósitos complejos multifásico. LOS PLACERES COLUVIALES ocurren en coluviones en un clima seco. Son conocidos los depósitos de diamante en África, de monacita en Siberia-Rusia, etc. Los coluviones se acumulan en el pie de las montanas formando una faja continua al pie del cerro o conos de deyección. Algunos depósitos alcanzan grandes tonelajes. El transporte que sufren estos materiales detríticos hasta llegar a su lugar de deposición los hace muy heterogéneos, de mala clasificación y diluidos en su contenido de minerales de placer (Fig. 8.24). PLACERES ALUVIALES Ocurren dentro de los depósitos detríticos formados por una corriente de agua, principalmente en medios morfoclimáticos tropical húmedo, templado y seco. Dentro de los placeres aluviales podemos encontrar placeres en canales, terrazas, llanura de gravas y llanura de inundación. LOS PLACERES EN CANALES son conocidos en Yuba-EEÜU, Ballarat y Loddon ValIey-Australia. Los canales son arroyuelos y quebradas (o torrentes de montaña), que se encuentran en los valles en proceso de construcción y en la parte superior de los cursos de agua. Ocurren dentro de cauces estrechos de fuerte pendiente con laderas de
'aludes pronunciados, confinados mayormente a drenajes menores en los cuales puede o no existir una corriente continua de agua. Se considera que estos canales son formados durante el estadio de incisión del río Los depósitos aluviales son de forma lobular o en forma de cono. Los depósitos lobulares aluviales ocurren sobre pendientes moderadas y. los conos aluviales sobre los cambios de pendiente, cambios bruscos de dirección o en la base de pendientes empinadas, formando calasatas; en áreas de pendiente nula se forman las marmitas que dan origen a regímenes turbulentos, listos depósitos detríticos presentan dos niveles: 1) El nivel aluvial inferior constituido por un horizonte empedrado de bloques y cantos rodados angulosos que descansan sobre el lecho rocoso o roca madre, donde se acumulan los minerales pesados, 2) El nivel aluvial superior constituido por un horizonte detrítico movilizable de cautos rodados, guijarros y gravas angulosas. Los materiales detríticos al ser acarreados por los cauces, producen excavación y profundización) del lecho del río, haciendo retroceder las cabeceras del valle. El transporte de los materiales se hace principalmente por tracción como caiga de fondo y a veces en forma aluvional. También existen aportes laterales de materiales detríticos como desprendimientos y coladas fangosas provenientes de los interfluvios. Generalmente la competencia de la comente es pequeña para mover los bloques que forman los empedrados, pero cuando ocurren lluvias fuertes se originan comentes de mayor energía que mueven, agitan los empedrados, concentrándose los minerales pesados. Los placeres son del tipo veneros de lecho localizados principalmente ni el nivel inferior aluvial, donde se concentran minerales de placer gruesos, de poco transporte y cerca de la fuente primaria de mineralización; la concentración de estos minerales de placer es independiente de las propiedades hidrodinámicas de la corriente, pero dependiente de los accidentes naturales del río. LOS PALCERRES EN TERRAZAS son denominados comúnmente "Banco de gravas". Se les encuentra en Sierra Nevada, entre Canyon y Wyoming-EEUU, Sandia y Ouincemil-Perú. Listos placeres ocurren principalmente en el canal de desagüe de un valle asociado al estadio de equilibrio dinámico de un río, m zonas de topografía ondulada, marcada por cerros redondeados profundamente intemperizados. En estas áreas se conjugan los procesos de erosión y de acumulación, ya que el río en determinadas zonas excava su lecho en profundidad y lateralmente, arrastrando gran cantidad de material detrítico; y en otras circunstancias la competencia se reduce por el cambio de pendiente, disminución del caudal, ensanchamiento del valle o cambio brusco de la dirección del río permitiendo la deposición de la carga aluvial. E1 transporte de los materiales aluviales se realiza por tracción, como carga de fondo y también en forma aluvional, pudiendo la comente tener o no competencia para mover y acarrear el material de fondo, liste material aluvial depositado es de clasificación mala a regular. Las terrazas son niveles antiguos de los ríos que se encuentran dispuestos paralelamente al cauce, generalmente son alargadas y están en la proximidad del lecho actual del río; es raro que se presenten de una manera continua sobre una gran distancia, frecuentemente desaparecen en las secciones de los valles (Fig. 8.25).
Las terrazas se forman y se individualizan cuando el río erosiona verticalmente su antigua acumulación de sedimentos, lo cual puede deberse a: 1) Una elevación regional que permite dar más pendiente al terreno incrementando la erosión y competencia; dicho de otra manera, cuando ocurre una disminución del nivel de base del río, el cauce de las aguas profundiza el lecho en los aluviones ya depositados anteriormente con laderas que frecuentemente forman parte del antiguo horizonte aluvial. La repetición de este fenómeno puede ocasionar la formación de terrazas múltiples. 2) A cambios climáticos que incrementen el caudal de agua. También se conocen dos tipos de disposiciones en las tenazas aluviales: 1) Cuando las terrazas están encajonadas dentro de las anteriores, ya que son lo suficientemente potentes como para cubrir la roca madre. En las terrazas los minerales de placer ocurren como veneros de lecho y de falso lecho, ni oro se presenta bajo la forma de charpas. LOS PLACKRES EN LLANURA DE GRAVAS son conocidos en WilwatersrandSudáfrica, Ghana, Brasil, India, Canadá, etc. También en Uttar Pradesh india y ChocoColombia. Se presentan en el cono de deyección del valle en las llanuras aluviales. Estos depósitos corresponden al estadio de agradación del río, donde el valle comienza a ensancharse adquiriendo poca pendiente. Las llanuras de gravas se forman cuando las corrientes pierden bruscamente su competencia al llegar a un nivel de pendiente suave, depositándose los materiales detríticos. En estas llanuras se encuentran corrientes de canalización múltiple en canales anastomosa-dos y difluyentes. En las llanuras de gravas predomina la erosión lateral más que la excavación del lecho, con tendencia al ensanchamiento del valle. Los materiales son aportados longitudinalmente a través del transporte aluvial ya sea por tracción como carga de fondo, por saltación y por suspensión. Este material aluvial tiene una clasificación regular. Gil períodos ele caudal normal el rió arrastra valle abajo gravas y sedimentos finos; pero cuando el caudal crece las corrientes incrementan fuertemente su competencia arrastrando un material más grueso, (pie se deposita al llegar al cono de deyección. La mena de los placeres de las llanuras de gravas se acumula en la naciente t) parte más elevada del cono de deyección, muy cerca a la cadena montañosa. El mineral de placer es traído por el río como parte de la caiga aluvial, acumulándose y concentrándose por efectos exclusivos de las propiedades hidrodinámicas de la corriente de agua. El mineral en estos placeres es de tamaño grueso a fino, conformando principalmente los veneros de lecho, barras de anamostosamiento y de falso lecho.
En los ambientes desérticos se desarrolla un tipo de depósito muy particular conocido como "placer del desierto". En estos depósitos el valle tiene poca profundidad, varios ensanchamientos y numerosos cambios de pendiente en su perfil longitudinal. La geometría de los sedimentos es muy variable y hay ausencia total de clasificación. Por estos factores es posible encontrar concentraciones de minerales de placer en las llanuras de gravas desérticas. LOS PLACERES EN LAS LLANURAS DE INUNDACIÓN son conocidos en Victoria-Australia y Nilambur—India. Generalmente ocurren aguas abajo de las llanuras de gravas en lugares donde la pendiente del valle es suave. En estas llanuras se producen corrientes de canales meandriformes y se desarrollan procesos de erosión y acumulación lateral. La deposición aluvial ocurre en el lecho del río en períodos de caudal normal. En tiempos de lluvias las aguas rebasan el lecho menor e inundan sobre la planicie de inundación, en esta época se forman las barias de acrecentamiento. Los materiales aluviales predominantes son gravas bien clasificadas y maduras. El mineral de placer se acumula como veneros en barras, es de tamaño fino (el ora se presenta en forma de polvo). Estos veneros son ricos pero pequeños. 2. 3 PLACERES EOLICOS
DELTAICOS,
DE
PLAYA,
EN
GLACIARES
Y
Los depósitos deltaícos-típo cono pueden presentar veneros de barras distribuidos erráticamente. Las barras son lentiformes y se ubican entre la capa dorsal y frontal preferencialmente, variando de acuerdo a su pendiente y al tipo de material. Se conocen depósitos de oro en Nueva Zelanda, de platino en Colombia, ilmenita en el río Nilo, etc. Todas sin valor comercial. Dentro de este tipo de placeres pueden ser considerados los depósitos del tipo Witwatersrand de Sudáfrica. Los placeres de playa son explotados principalmente por zircón, rutilo, ilmenita, etc. en Australia; ilmenita en la India; zircón, rutilo, monacita en Brasil; oro en Alaska-EEUU. También se conocen depósitos de casiterita, diamante, leucoxeno, granates, platino, etc., pero muy raramente. Los placeres de playa ocurren como franjas estrechas en los niveles de playa alta principalmente. Las acumulaciones de los minerales de placer se presentan bien clasificadas, de grano fino, uniforme y bien redondeado. Estos placeres se extienden a lo largo del litoral costero, alcanzando decenas y aún centenas de kilómetros de largo. El espesor de las capas enriquecidas algunas veces excede el metro de potencia. Frecuentemente ocurren sobre el tope encima de una capa de gravas y menos frecuentemente infrayaciéndolos. Están asociadas comúnmente con los placeres cólicos en dunas de arenas. Estos depósitos pueden alcanzar dimensiones considerables en decenas de millones de toneladas métricas en reservas. Los placeres en glaciares son muy raros, son conocidos principalmente en San Antonio de Poto-Perú. Estos placeres están relacionados a los depósitos detríticos fluvioglaciares como eskers, kames y llanuras fluvioglaciares. Los minerales de placer se presentan como veneros de lecho en las depresiones topográficas, marmitas y zonas de riflería. La mena detrítica es gruesa y de distribución errática. El oro es el principal mineral en estos depósitos (Bonnemaison y otros 1985).
3.
TIPOS DE DEPÓSITOS
Se conocen los siguientes tipos de depósitos: 1) Depósitos de oro, 2) Depósitos de orouranio 3) Depósitos de zircón, rutilio y/o Ilmenita y 4) Depósitos de casiterita. 3.1 DEPÓSITOS DE ORO Los depósitos auríferos ocurren principalmente cu placeres aluviales. También se les encuentra en los placeres de playa, glaciares y cólicos. Son conocidos los placeres aluviales de Great Valley en California, Telón County, Wyoming, Yukón, Alaska, Sierra Nevada—EEUU; Transbaikalia-Rusia, Victoria-Australia, Madre de Dios-Perú, etc. Entre los placeres de playa destacan los de Alaska—EEUU. Tectónicamente estos depósitos ocurren en las cuencas interiores y exteriores de los márgenes continentales. El oro existente en los placeres es principalmente nativo y se encuentra como partículas libres de 50 a 100 micrones. También proviene de los sulfuros y sulfosaIes, este oro es solubilizado y precipitado alrededor de núcleos de concentración. El oro tiene mayor solubilidad cuando es liberado en forma iónica o coloidal, migrando en soluciones como coloide o en suspensión. Según el tamaño de las partículas, e! oro puede clasificarse tentativamente en dos tipos: 1) En polvo y 2) Grueso o en pepitas. El oro en polvo u oro de inundación ocurre en forma de finas motas, de partículas alisadas y de delgadas escamas; este oro varía ón pocos micrones a 2 milímetros. El oró en polvo puede ser movido fácilmente de los lechos rocosos o riflerias para ser tr ansportado a los depósitos de llanura de inundación, deltaicos y/o de playa, el oro en polvo so concentra en los placeres en barra bien clasificados, en las barras de acrecentamiento de las llanuras de inundación, etc. Estos depósitos generalmente están cubiertos por una hierba corta en una superficie llana donde la turbulencia es mínima. El oro en pepitas comprende las partículas desde los 2 milímetros o más. Se presenta bajo diversas formas: Laminar, hilo, arborescente, irregular, etc. Las pepitas de los placeres aluviales generalmente son laminados debido al continuo martilleo que reciben de las gravas. Cuando el oro en pepitas presenta alistas vivas a irregulares, preservando la morfología cristalina, significa que su origen no es muy lejano. El oro en pepitas se encuentra mayormente en los placeres eluviales y en canales. Las pepitas pueden tener dos orígenes: 1) De la erosión de un depósito endógeno aurífero y 2) De zonas lixiviadas por intemperisirmo químico, donde se forman soluciones conteniendo oro (aguas termales acidas y salinas o aguas húmicas negras), que al alcanzar el lecho rocoso se depositan alrededor de un núcleo en presencia de reductores (lignito, madera fósil, etc.), desarrollando pepitas por acrecían química. El oro también puede clasificarse de acuerdo al número de malla usada. Así tenemos los siguientes tipos de oro: 1) Oro grueso será el que no pase la malla 10 y que puede ser levantado y pesado individualmente, 2) Oro medio es aquel cuyos granos pasan la malla 10 y no la malla 20, en este rango se consideran 2,200 colores por onza troy (puntos de oro observados a simple vista), 3) Oro fino son los granos que ocurren entre la malla 20 y 40, en este rango se necesitarán 12,000 colores para una onza troy y 4) Oro en polvo son los granos que pasan la malla 40 y donde se necesitan aproximadamente '10,000 colores por onza troy. El oro tiene una fineza que fluctúa entre 500 y 999, pero generalmente es mayor de 850. En una misma localidad pueden presentarse partículas individuales del misino tamaño y de diferente fineza. En general, la fineza del oro se incrementa con el decremento del tamaño de la partícula y
el alejamiento de la fuente, debido a la lixiviación y disolución preferencial de los elementos aleados. Los placeres aluviales forman veneros auríferos largos y estrechos, ya sea en el cauce o fuera de él. Generalmente los veneros son de silueta irregular, se ramifican, :.e dividen y desaparecen en ciertos tramos. La distribución del oro está claramente relacionada a los rasgos sedimentarios. En general es más abundante en guijarros delgados, bien empaquetados y que contienen algunos cantos rodados y bloques, con una matriz rica en óxidos de hierro. Las mejores concentraciones auríferas ocurren junto con la magnetita, algo de ilmenita, conformando una arena negra. También se pueden encontrar junto con arenas amarillas constituidas por granate, zircón y monacita. Junto a las partículas auríferas podemos encontrar otros minerales pesados como casiterita, wolframita, bismutinita, galena, platinoides, baritina, corindón, etc. En las terrazas de los tributarios del río PachiteaPerú, se han encontrado 0.5 grsAu/in3, acompañados de cantidades variables de monacitas, xenotimas, allanita metamictica y uraninita (Aranda y Jungbluth 1985). En las playas del norte del Perú, aledañas al río Santa se han encontrado valores de oro acompañados de 25—35 o/o de ilmenita y monacita-zircón, de 0.2 a 2.0 o/o en peso (Aranda-Jungbluth e Injoque 1986). GRAYBACK - EEUU El distrito minero de Grayback se encuentra en California a lo largo de los arroyuelos Placer y Sangre de Cristo, siendo Placer un tributario de Sangre de Cristo. En el área se encuentra el pueblo Russell a 2,543 msnm y la cima de las montanas a 3,197 msnm. La gradiente del arroyuelo Placer entre su unión con Sangre de Cristo y la boca de la quebrada Grayback es aproximadamente 1.7 o/o, de la quebrada Grayback entre el arroyuelo Placer y la boca de la quebrada Buckskin es 8.25 o/o (Fig. 8.26, Parker 1974). Regionalmente ocurren rocas Precambrianas, principalmente granitos gneisicos que yacen al Este del contacto empinado y groseramente paralelo al arroyuelo Placer. Hacia el Oeste yacen calizas y areniscas del Carbonífero. Estos sedimentos han sido intruídos por stocks y diques de monzonita porfirítica. Los intrusivos están concentrados en el área norte de la cima de la montaña Grayback. Entre la quebrada Grayback y la cima de montaña Grayback ocurren menas de hierro metamórfico conteniendo valores bajos de oro. El número de intrusivos y la abundancia de magnetita en los placeres sugiere la existencia de muchos depósitos de hierro. También han sido hallados vetas de escaso valor aurífero en las rocas sedimentarias y en los pórfidos. Los depósitos auríferos ocurren en canales y en terrazas. Los placeres en canales ocurren sobre los lechos de las quebradas y arroyuelos. En la quebrada Spanish a 60 y 100 metros sobre la quebrada Placer ocurre un depósito conteniendo fragmentos angulosos (arenas, gravas y cantos rodados), provenientes de todos los tipos de rocas regionales y algunos basaltos. La proporción de rocas Precambrianas disminuye hacia el Este. El contenido de oro varía de 3 a 10 colores por batea (-2 grs/mt3) , los colores promedian 1.5 miligramos; el oro varía de fino a grueso, en forma laminar principalmente, a veces peliforme. No se han encontrado grandes pepitas y las formas redondeadas no son comunes, habiendo sido alisados los granos por atrición. Sobre los arroyuelos de Sangre de Cristo, Placer y Grayback también ocurren placeres en canales. Estos depósitos están estratificados y presentan 3 capas. La capa inferior es algo más fina que la sobre yaciente conteniendo algunos fragmentos grandes de magnetita.
Luego ocurre una capa de materiales gruesos que contienen fragmentos redondeados pequeños y grandes de magnetita y ocasionalmente piezas que alcanzan algunos centenares de kilogramos. En general la grava es menos gruesa que los depósitos en quebradas o en terrazas y están menos consolidadas. La capa superior es el suelo y está constituido por fragmentos de rocas angulares. La capa inferior promedia 1.5 metros y la media 1.2 metros. Solamente en el arroyuelo Sangre de Cristo se ha reportado contenidos auríferos, en la boca del arroyuelo Willow. También sé han reportado perforaciones en el arroyuelo Placer de 7.8 metros en promedio con valores de 85 centavos de dólares/yarda cúbica (Precio antiguo), en los 5 pies inferiores, con oro grueso y granos uniformemente redondeados. En la capa media de 12 pies de espesor, los 3 inferiores promedian 65 centavos de dólares/yarda cúbica y los 9 pies superiores 50 centavos de dólares/yarda cúbica. El oro en esta capa varía grandemente en tamaño y forma, encontrándose oro en polvo y algunas pepitas de mas de una onza en peso. La capa superior contiene poco o nada de oro. Todo el depósito promedia 50 centavos de dólares. A lo largo del arroyuelo Placer se observan una serie de terrazas En Offices Bar se encuentra una gran terraza entre las quebradas Grayback y Strawberry y terrazas pequeñas corriente abajo hasta la boca de la quebrada Spanish. También en la unión del
arroyuelo Middle Creek en Offices Bar. Las terrazas promedian 5 metros y están constituidos por fragmentos similares a la quebrada Grayback, principalmente por sedimentos arquéanos. En Offices Bar los fragmentos de grava sobrepasan los 45 centímetros de diametro, generalmente subangular y a veces redondeados. Los fragmentos gruesos están constituidos por diorita, pórfido monzonitico, tufos ricos en horblenda, arenisca areósica y conglomerados. La caliza y el basalto son raros. Las terrazas son estériles donde están constituidos predominantemente por material Precambriano, todos los del lado Oeste del arroyuelo Placer y debajo de la unión con Middle Creek tienen contenidos auríferos comerciales. Las terrazas en el lado Este del arroyuelo Placer en Officers Bar y las de aguas abajo contienen oro. Offices Bar es el más rico y más extenso. Los 5 pies inferiores promedian 90 centavos de dólares (precio antiguo) y los 13 superiores 35 centavos. Cerca al lecho rocoso se ha hallado 16 colores gruesos por batea (1,75 dólares/yarda cúbica). Las gravas en el lado sur de la quebrada Grayback tienen 0.2 dólares/yarda cúbica. Aguas abajo de Offices Bar las gravas son de bajo grado y son similares a los placeres en los canales de la quebrada. BELAYA CORA-RUSIA Están asociados a la ocurrencia de oro epitermal en la parte baja del río Amur, localizadas dentro de una meseta débilmente disectada. La formación de los placeres toma lugar desde el Neogeno a la actualidad, durante este período las llanuras de acumulación no sufrieron desplazamientos verticales sustanciales, desarrollando una amplia corteza de intemperisimo (Smirnov 1977). El depósito primario actual está localizado cerca a las cabeceras de Belaya Cora (White Mountain), confinado a un cuello volcánico traquítico de edad oligocénica, que por alteración se ha convertido en rocas caolínizadas con cuarzo-hidromicas. La mineralización aurífera se presenta bajo la forma de stockwork, con algunas zonas locales con concentraciones; comerciales de oro. Este depósito pertenece al ensamble cuarzo-oro. Los minerales mena comprenden menos de 0.5 o/o y están constituidos por pirita, arsenopirita, esfalerita, sulfosales de plata, oro nativo, plata nativa, etc. El oro ocurre en las vetas de cuarzo del stockwork y en las locas alteradas hidrotermalmente, con un tamaño que varia de 0.5 micrones a 8 milímetros, siendo 70 o/o oro libre. El oro combinado es hallado en intercresimientos con otros minerales en un porcentaje de 30 o/o y en la forma de segregaciones finas en los sulfuros (de 0.2 a 0.5 o/o). El oro se presenta como láminas o en forma masiva, con una fineza que valía entre 630 a 670. Un placer deluvial se localiza en la pendiente suave, débilmente disectada del Belaya (¡ora (Fig. 8.27) formando un deluvión de espesor promedio de 5—6 metros y alcanzando 20 metros en la porción inferior de la pendiente. El deluvión está constituido de arcillas o arenas arcillosas con fragmentos y bloques de rocas eruptivas; localmente se encuentran capas y lentes de arcillas. A veces se observa una estratificación horizontal controlada por el cambio de color en los diversos horizontes de ocre-amarillo a gris y gris oscuro. En la base del deluvión en sectores individuales se ha preservado una corteza de intemperismo arcilloso de color rojizo de un espesor superior a 0.5 metros, La fracción pesada del deluvión incluye limonita (5060 o/o), magnetita (6-10 o/o), ilmenita (36 o/o), cromita (¿obre 40 o/o), epidota (sobre 30 o/o) y cantidades insignificantes de zircón, sulfuros, óxidos de manganeso, etc. El oro se encuentra diseminado a través de toda la secuencia del deluvión formando lentes enriquecidos e impersistentes. Se presenta en la arcilla friable y en el material clástico ubicándose principalmente en el primero. El oro libre comprende de 50 a 83 o/o del
total, similar a la relación que existe en la roca sólida. Las láminas alcanzan tamaños de 1 x 1.5 milímetros promediando 0.15—0.05 milímetros. El oro combinado ocurre como intercrecimiento en el cuarzo, caolinita y cinabrio.
También ocurren placeres coluviales que se han formado como resultado del desplazamiento gravitacional y lavamiento parcial de las formaciones deluviales por aguas estaciónales. Los arroyuelos son débilmente definidos en el presente relieve. El máximo espesor de los coluviones a lo largo de la línea de taJweg alcanza 20—25 metros. Estos coluviones están constituidos por arcilla y material clástico angular, conteniendo una fracción pesada que incluye magnetita (sobre el 60 o/o), ilmenita (sobre el 20 o/o) limonita (sobre el 40 o/o), cromita (sobre 15 o/o) y cantidades insignificantes de zircón, anastasa, sulfuros, etc. El oro ocurre a través de todo el coluvión concentrándose principalmente cerca al lecho rocoso, sin observarse una capa definida conteniendo oro. La cantidad de oro en los placeres coluviales es 5-10 veces mayor que en los placeres deluviales. El tamaño de las láminas de oro es como sigue: menos de 0.3 milímetros = 23.2 o/o, 0.3—0.5 milímetros = 13.9o/o 0.5—1.0 milímetros = 14.9o/o, 1—2 milímetros = 35.2o/o y sobre 2 milímetros 12.8o/o, así cerca del 50o/o es oro grueso (más 1 milímetro). Durante la explotación se ha hallado pepitas de hasta 190 gramos. El oro es de color rosado amarillento con un lustre opaco y una superficie rugosa, su fineza es de 663-694. Las pequeñas láminas no están redondeadas, generalmente son monocristales e intercrecimiento de cristales. Las grandes láminas están débilmente redondeadas y aplanadas con formas dentríticas y amorfas. 3.2 DEPÓSITOS DE ORO-URANIO EN CONGLOMERADOS Estos depósitos constituyen la fuente más importante de oro en el mundo, alcanzando probablemente el 75 0/0 del potencial mundial. El uranio es otro de sus minerales principales alcanzando el 50o/o del potencial mundial. El depósito típico y el más grande del mundo es Witwatersrand-Sudáfrica; también se conocen otros depósitos como Blind River y Elliot Lake Canadá, Tarkwa-Ghana y Jacobina en Brasil (Pretorius 1981, Armstrong, 1981, Boyle !979). Estos depósitos ocurren principalmente en el Proterosoico temprano entre 3,100 y 1,900 millones de años y en Eanerozoico tardio. Los depósitos conglomeradlos del Arqueado y del Proterozoico superior no están mineralizados (Tabla 8.5).
Tectónicamente ocurren en cuencas intratónicas en la corteza continental siálica, donde el levantamiento de algunos bloques permitió la erosión de estas zonas positivas generando sistemas fluviales de deposición, durante largos períodos de tiempo. En estas cuencas se depositaron sedimentos y meas volcánicas alcanzando espesores de 15,000 metros, anchos de 250 kilómetros y largos de 1,200 kilómetros. El basamento de estas cuencas están constituidas principalmente por gneis de alto grado metamórfico, metasedimentos de bajo grado metamórfico, rocas graníticas y cinturones "greenstone" (constituidos por secuencias volcánicas máficas antiguas y sedimentarias jóvenes). Estos depósitos ocurren en ambientes caracterizados por presentar una hidrosfera y atmósfera con relativas bajas proporciones de oxígeno, favorable para el transporte, deposición y concentración de uraninita y pirita detrítica. Posiblemente también se desarrollaron condiciones glaciales en varias etapas, debido a la presencia de diamictitas. Estas cuencas presentan una forma de arco amplio y asimétrico. Las cuencas pueden ser subdidividas en 5 grupos formacionales: 1) Una unidad basal volcánica y clástica gruesa, 2) Una unidad clástica gruesa y fina 3) Una unidad media elástica fina y no clástica, 4) Una unidad superior clástica gruesa y fina y 5) Una unidad Terminal volcánica y clástica gruesa. Estas cuencas fueron controladas por estructuras o deformaciones donde se desarrollaron los paleo valles y los sistemas fluviales depositándose las gravas, arenas, oro y uraninita detríticas. Estas estructuras fueron reactivadas durante toda la historia del relleno de la cuenca, Migando a un proceso de concentración de los minerales pesados, principalmente debido a la existencia de domos levantados tectónicamente, generando conglomerados mineralizados. Los conglomerados mineralizados típicos son oligomícticos (cuarzo de vetas y guijarros de chert), con guijarros, bien redondeados, bien empaquetados pero no bien clasificados. La matriz constituida esencialmente de cuarzo, sericita, clorita y pirita; los minerales pesados más comunes son pirita, zircón, cromita y leucoxeno. El oro ocurre en forma libre en granos detríticos muy pequeños. El uranio ocurre como uraninita y brannerita Estos conglomerados se acumularon bajo condiciones fluviales, deltaicas y marinas (superficiales y neríticas).
La mineralización se desarrolló mejor en el lado corto de la cuenca y principalmente en las dos unidades inferiores de la cuenca, únicamente Witwatersrand tiene mineralizados las dos unidades superiores e inferiores. La deposición de estos minerales se desarrolló en una sedimentación cíclica por corrientes anastomosadas romo venero de lecho o de barra; dichas corrientes fueron confinadas a los palco valles ya sea en los cauces como
en los abanicos deltaicos; estos canales son superficiales en profundidad y de baja gradiente. Fueron concentradas y reconcentradas bajo condiciones regresivas y reclasificando las gravas depositadas previamente por acción de las últimas corrientes o bajo condiciones transgresivas por acción de laso las marinas. WITWATERSUANIJ-SUDAFRICA Conocido simplemente como Rand Descubierta en 1886, ha producido hasta 1979 la cantidad de 1,137 millones de onzas de oro y 100 millones de onzas de plata por tratamiento de 3,585 millones de toneladas métricas, además uranio y platinoides. Actualmente se ha considerado que tiene reservas del orden de 60,000 millones de toneladas métricas, con una producción anual de 30 millones de onzas de oro. Con todos estos registros llega a ser la mina más grande de oro en el mundo (Pretorius 1981, Boyle 1979). La cuenca Rand se encuentra en los estados libres Transvaal y Orange al sur de Johannesburg en Sudáfrica. Se presenta en forma de un arco cóncavo o artesa sinclinal hacia el SE, dicho arco presenta una orilla exterior de 480 kilómetros de largo y 180 kilómetros de ancho. Dentro de este arco y a lo largo de la orilla exterior se han descubierto 6 campos mineralizados denominados Welkon, Klerksdorp, Carletonville, West Rand, East Rand y Evander (Fig. 8.28).
La cuenca Rand sobreyace al complejo basal arqueano conformando los sistemas Wilwatersrand, Ventersdorp y Transvaal del Precambriano (tabla 8.6). Dentro de esta columna geológica generalizada se encuentra el sistema Witwatersrand que ha sido dividida en 5 grupos, alcanzando una potencia total de 14,500 metros en una columna compuesta (Tabla 8.7). Los conglomerados mineralizados ocurren principalmente dentro del sistema Wilwatersrand, encontrándose además una zona conglomeradla en el grupo Dominion, uno en West Rand, uno en Jeppe, siete en Central Rand y uno en Klipriviersberg. Adicionalmente se encuentra una zona conglomeradla —Black Reef— en la parte inferior del sistema Transvaal, proveniente del sistema Witwatersrand
infrayaciente. En el campo mineralizado Welkom ocurren 4 horizontes conglomerádicos individuales, 7 en Klerksdorp, 3 en Calentoville, 10 en West Rand, 9 en East Rand y uno en Evander. Los conglomerados están constituidos por un 80 o/o de guijarros redondeados de cuarzo y chert, algunas veces cuarcitas, lutitas, lavas y esquistos de 3 a 6 centímetros de diámetro. La matriz de estos conglomerados está constituido principalmente por cuarzo, sericita y clorita junto con una serie de minerales pesados. En la matriz conglomerádica se han registrado más de 70 minerales, siendo 40 de ellos claramente detríticos. Los minerales más importantes son pirita, pirrotita, calcopirita, galena, esfalerita, arsenopirita, molibdenita, cobaltita, rutilo, leucoxeno, ilmenita, zircón, cromita, osmio, uraninita, thucholita, brannerita y oro.
El oro puede encontrarse en forma detrítica, formando parte de los sulfuros y como pepitas ovaladas. Las partículas aurífeías varían de 5 a 100 micrones. También puede encontrárseles como vetillas dentro de los paquetes conglomerádicos. Los principales minerales de uranio son thucholita, uraninita y brannerita; las partículas de uraninita fluctúan de 15 a 250 micrones. La pirita constituye más del 15 o/o de la matriz, y ocurren en 3 formas: detrítica, generada por barros sulfurosos como pirrotita y como producto de una recristalización metamórfica. Los sulfuros como pirrotita, arsenopirita y sulfosales etc. metales no ferrosos, etc., son considerados como minerales autigenos (recristalizados o reconstituidos) y ocurren en pequeñas cantidades. La mena detrítica ocurre dentro de los paquetes conglomerádicos de potencias variables desde centímetros a 3 metros, y en arrecifes de cuarcitas con potencias hasta de 50 metros; estos paquetes pueden extenderse por decenas de kilómetros. Los paquetes
conglomerádicos ocurren comúnmente como canales de superficies pulidas, con paquetes delgados de guijarros dentro de una arenisca de estratificación cruzada, y depositados por corrientes anastomosadas. El segundo tipo de conglomerado está asociado a un placer del tipo deltaico, formando una extensa disconformidad, depositándose transgresivamente los sedimentos del cono Fluvial sobre la antigua pendiente, produciéndose una nueva clasificación por acción de las aguas litorales. Las mejores concentraciones auríferas y de uraninita ocurren en barras de guijarros que han sido retrabajadas y clasificadas en varias ocasiones. El oro ocurre preferencialmente dentro de la matriz en un horizonte de gravas en su parte superior o en las superficies pulidas de los canales, depositándose los minerales pesados entre los pulsos sucesivos de la acumulación de gravas. Generalmente ocurren una mineralización de bajo tenor en las superficies pulidas del horizonte de gravas pesadas, que marcan el fondo de los canales. A lo largo de la estratificación cruzada, formada por la migración de una duna en canales y sobre barras está asociada la mejor mineralización, que es una estratificación cruzada planar, cuyas estructuras indican una divergencia de flujo tardía y una rápida caída de arena. A pequeña escala el oro, la uraninita y otros minerales pesados tienden a ser más abundantes alo largo de las capas frontales de la estratificación cruzada, donde los minerales ocurren en el tope de las capas frontales como un depósito de avalancha o en el pie de la capa frontal como resultado de un flujo turbulento regresivo. En todos los casos, las concentraciones están asociadas a formas estratiformes y paralelas a la dirección del flujo. Los conglomerados Dominion restringidos a la bahía Viljoenskroon fueron depositados en una antigua pendiente inclinada al suroeste, con material detrítico proveniente del levantamiento regional del domo Vredefort, por corrientes anastomosadas superficiales. Dicha cuenca tiende a alargarse durante la deposición del Grupo Rand West. Una subsecuente erosión del material depositado a lo largo de los bordes removió la mayoría de las facies proximales de los sedimentos, generando muchos estratos desarrollados en ambientes dístales de baja energía. Los bancos de arena de deposición sedimentaria marina, muestran influencias predominantes de marcas marinas con pequeñas cantidades de clásticos fluviales, desarrollándose estos últimos como horizontes deltaicos lobulares que avanzan sobre ambientes de marea. Las alternancias repetidas de transgresiones y regresiones son responsables de las acumulaciones de bancos de arenas fluviales, de playa y marinos proximales y dístales representada en numerosos ciclos de deposición. Al final de los tiempos Jeppe la cuenca empieza a disminuir en tamaño, prevaleciendo las condiciones regresivas, pero con alternancia de transgresiones y regresiones en menor escala y produciendo aún ciclos de estratificación gradual. Durante la formación del Grupo Rand Central, una gradación centrípeta toma lugar desde todos los lados de la cuenca cerrada. Los conglomerados subarcósicos, de cuarzo-feldespato, ortocuarcitas y argilitas fueron depositados en llanuras fluviales o deltaicas, según el modelo de interferencia de plegamientos, depositándose estos horizontes aluviales entre domos y en depresiones estructurales. La coalescencia de las llanuras toma lugar dando una falsa apariencia de extensivas hojas con horizontes uniformes de gravas, siendo en realidad complejos cuerpos conglomerádicos y areniscas de diferente composición súper impuesta y entrelazada, frecuentemente proveniente de regiones o fuentes diferentes. Muchos ciclos sedimentarios representan respuestas a ajustes tectónicamente repetidos dentro y adyacente a los depósitos, cuyo tectonismo lleva al desarrollo frecuente de disconformidades.
Todas las acumulaciones de Au-U de placer significativas fueron depositadas por corrientes anastomosadas superficiales. El retrabajo bajo condiciones transgresivas y regresivas de las gravas y arenas lleva a la generación de conglomerados bien mineralizados. Los canales de corrientes generalmente tienen baja sinuosidad y sus profundidades no exceden los 2 metros. Son formadas las barras de gravas encajonadas por introducción de los minerales pesados por pulsos subsecuentes de flujos de arena, que migran como dunas sobre las gravas. Durante los períodos de no deposición y al final de los pulsos y ciclos de flujos de sedimentación se clasifican los materiales detríticos removiéndose los materiales finos y ligeros, dejando a las gravas pesadas y minerales pesados como pirita, oro y uranita. Las concentraciones económicas de estos minerales pesados no están restringidos a los conglomerados. También podemos encontrar cuarcitas piritosas bandeadas que ocurren como acumulaciones residuales sobre superficies de erosión, generalmente sobre disconformidades; estos horizontes representan roturas en la sedimentación. Estos horizontes cuarcíferos contienen Au-U y otros minerales pesados formando veneros. Las gravas encajonadas actúan como trampas para los minerales pesados en la formación arenosa del flujo sedimentario, mientras que el aventamiento actúa como otro mecanismo concentrador de Au-U en áreas' donde no se depositan las gravas o son removidas enteramente durante un retrabajo subsecuente de las áreas guijarrosas. Adicionalmente, una tercera trampa efectúa una acumulación preferencíal de oro y uraninita. En ambientes de baja energía, en las partes dístales de los horizontes aluviales crecen algas fibrosas que detienen el oro y la uraninita de grano fino, formando horizontes de carbones guías, el retrabajo geoquímico acrecienta el porcentaje de minerales pesados que se fijan y depositan por acción de las algas, listas algas también actúan en canales abandonados creciendo en periodos de estiaje, concentrando mineral en los tiempos de crecida de las aguas o de lluvias. Los campos auríferos individuales representan horizontes fluviales apilados uno sobre otros en largos períodos de tiempo, desde el punto de entrada de un sistema fluvial hacia el depositorio, como en el caso de Central Rand que se formó en una cuenca intracratónica cerrada. Se han reconocido en la cuenca Rand seis sistemas fluviales (Fig. 8.29). Estos sistemas fluviales fueron limitados por los domos estructurales, formando un horizonte aluvial inmediatamente debajo de su desembocadura, En ciertas localidades, como en el campo aurífero East Rand el horizonte o cono aluvial se extiende lejos hacia la cuenca hasta alcanzar otra serie de domos. Un gran horizonte aluvial puede alcanzar dimensiones de 40—60 kilómetros de radio, sobre la pendiente antigua, desde el punto de entrada a la orilla de la base del horizonte aluvial. Se han reconocido tres facies: 1) Facies aluvial superior caracterizada por la presencia de clásticos gruesos y bajas concentraciones de Au—U, 2) Facies aluvial media con conglomerados bien desarrollados de guijarros medios a pequeños, con relativamente altas concentraciones de minerales pesados y 3) Facies aluvial basal con sedimentos de grano fino y bajo porcentaje de conglomerados con concentraciones menores de Au— U. Las condiciones deposicionales fueron turbulentas y con alta energía, permitiendo a las partículas pequeñas emplazarse principalmente en la facies aluvial media. Únicamente las partículas más finas de los minerales pesados son transportadas hacia la facies aluvial basal, constituyendo un porcentaje reducido dentro de los horizontes mineralizados. En esta facies las algas fibrosas son trampas efectivas para las partículas, permitiendo concentrar tenores de Au-U significativamente altos. A causa de las diferencias de gravedad específica y de equivalencia hidráulica, las partículas de
uraninita fueron transportadas hacia las partes bajas del horizonte aluvial basal, produciendo un relativo incremento en la relación U/Au hacia abajo sobre la pendiente antigua. Este radio puede ser del orden de 5 en las facies aluviales superiores y media, donde los guijarros son más grandes y la pirita es más gruesa, aumentando a 25 en la distal facies aluvial basal, donde el tamaño del grano de los sedimentos es mucho más pequeño, con menor porcentaje de conglomerados y con posible presencia de material carbonáceo.
Adicionalmente, los domos estructurales también contribuyen al retrabajo del materia! del horizonte aluvial, y a una concentración consecuente de minerales pesados en acumulaciones residuales. Estos domos han sufrido movimientos repetidos del tipo día pírico y ascendente, generando fallas anulares circundantes. Estos movimientos provocaron una erosión diferencial en los bordes dómicos, siendo mayor en las partes superiores. La gradiente incrementada de la pendiente unida a la elevación diferencial sobre las fallas anulares, causaron el retrabajo de los primeros sedimentos hacia los depósitos tardíos, particularmente a lo largo de los tercios suprior y medio del horizonte aluvial. La íntima relación entre la tectónica, sedimentación y retrabajo llevan a generar concentraciones económicas de Au—U, siendo los factores principales para la formación del campo mineralizado aurífero de Rand. El oro probablemente fue derivado de la erosión de las rocas verdes del Transvaal, el uranio de una fuente granítica del ensamble arqueano y particularmente de los granitos más potásicos y jóvenes. DEPÓSITOS DE ZIRCON-RUTILO-ILMENITA Son de rara ocurrencia. Se les encuentra principalmente en los placeres de playa o aluviales. Tectónicamente pueden ocurrir en las áreas costeras de los márgenes continentales pasivos. Los depósitos de ilmenita-rutilo-monacita ocurren cu los placeres de playa. Estos minerales provienen principalmente de las rocas metamórficas en facies granulítica. Son conocidos en Travancom y Quilon-India, Sudáfrica, Sri Lanka, Australia, Nueva Zelandia, Uruguay, EEUU, Pakistán, Rodesia,
Brasil, China, etc. Son típicos los depósitos de baddeleyita en Pocos de Caldas-Brasil. Sarnarskita-euxenita-monacita en Colombia Británica -Canadá y Zambia. También los de Fergusonita en Colorado-EEUU, Las piedras preciosas como rubí, zafiro, crisoberilo, aguamarina y espinelas pueden encontrárseles en placeres de playa. También se conocen placeres de diamante. El diamante debido a su gran dureza casi no sufre desgaste durante su transporte en los diferentes medios acumulándose en marmitas en los placeres aluviales y cu los placeres de playa. Se conocen depósitos en Zaire, Ghana, Angola, Sierra Leona, Guinea, Brasil, Sudáfrica, etc. Un típico placer de playa en Namaqualand-Sudáfrica. Los placeres de platino son raramente conocidos. El platino proviene de las rocas ultra básicas intemperizadas, concentrándose en placeres aluviales o de playa. EL platino se presenta como polvo o pajuelas algo aplastadas; se encuentra asociada al oro, cromita, magnetita, metales del grupo del platino, cobre y hierro. Son conocidos en Ural Mountains-Rusia, Sudáfrica, Canadá, Colombia, Tasmania, Australia, Bolívar, etc. También se conocen depósitos de brucita en Arkansas-EEUU. COSTA ESTE DE LA INDIA Son placeres de monacita e ilmenita concentrados en arenas negras a lo largo de la costa Andhra, extendiéndose desde la latitud I9°N a 13°33'N (Fig. 8.30, Mahadevan 1958). Ocurren en franjas separadas a lo largo de la costa, variando en longitud de metros a kilómetros, con un ancho controlado por el ancho de la playa de decenas de metros a algunos centenares de metros. Estas franjas ocurren en las zonas de playa alta y playa baja, estando menos disturbadas en la playa baja. Generalmente se encuentran cerca a la confluencia de las comentes principales y menores. Los principales ríos que drenan hacia el mar en esta región son Vamsadhara, Nagavalí, Gautami Godavary, Vaimateyam Godavary, Vashista Godavary, Krishna Pennar , en ese orden de norte a sur. Las concentraciones ricas de arenas negras están confinadas al lado norte de las confluencias de Vamsadhara, Nagavali y Vashita Godavary. La costa cerca de Vaimateyam Godavary muestra una concentración igual a uno y otro lado de la confluencia del río. Cerca del río Krishna la concentración está confinada a 30 kilómetros al norte de la confluencia. La confluencia del río Pennar presenta concentraciones de escasa importancia comercial. La profundidad de cada franja varía de varios centímetros a un metro. Las arenas negras ocurren como capas individuales sobre la mesa de agua variando en espesor de 1.0-2.5 metros e ínter bandeada con arena blanca o mezclada. Algunas franjas ocurren sobre el lecho rocoso.
La fuente principal de las arenas negras parecen ser las khondalitas, charnockitas y leptinitas que por procesos de erosión y por transporte por medio de los ríos han llegado al mar y se han depositado a lo largo de las playas. El flujo de los ríos en los meses de agosto y septiembre, durante las épocas de inundación traen grandes cantidades de sedimentos en suspensión -finos y gruesos- constituidos por minerales ligeros y pesados. La mayor parte de esta cantidad de material es depositada en la confluencia del río con el mar debido a la pérdida de competencia del río al entrar al mar permitiendo que el material grueso se asiente fuera y el material fino sea acarreado progresivamente mar adentro. En el caso de los ríos con gran velocidad en la confluencia, como es el caso del río Krishna, solamente una porción pequeña se depositará cerca de la confluencia y la masa principal será acarreada lejos del punto de descarga. El material depositado en la confluencia y en las playas está sujeto a la acción de las olas, corrientes, marca, viento, etc. que lo hace objeto de factores dinámicos posibles de clasificarlo nuevamente. Las olas tienen una mayor efectividad desde Mayo a Agosto y mejor en los meses que están acompañados con vientos monzónicos que permiten una mejor clasificación, permitiendo que los minerales pesados sean transportados en una pequeña extensión y los ligeros sean llevados lejos de la zona. El frente de oleaje que tiene un ángulo hacia el sur y hacia el oeste crea un flujo capaz de mover las arenas y clasificarlas. La marea marina en épocas de verano permite elevar el nivel de aguas y hacer un mejor efecto erosivo sobre las costas. El viento también ayuda en la clasificación de los materiales. Todo este proceso da lugar a la formacíón de placeres de playa formando concentraciones de arena negra constituidas por granate, sillimanita, ilmenita, magnetita, monacita, zircón, rutilo, hiperstena, turmalina, esfena, biotita y horblenda en la fracción de minerales pesados y cuarzo y feldespato en la fracción de minerales ligeros. Entre los minerales pesados, el granate es el constituyente principal en algunas franjas en el lado norte y la magnetita es predominante en las franjas del lado sur. Los porcentajes de los minerales pesados varían de acuerdo al lugar y a la estación, así la monacita varía de 0.14 a 8 o/o, ilmenita sobre 42 o/o, granate hasta 50 o/o. Los granos de monacita son redondeados; el mineral es incoloro a amarillo y marrón rosaceo. El zircón se presenta en granos redondeados y otros euhedrales con terminaciones piramidales; es incoloro a amarillo. 3.4 DEPÓSITOS DE CASITERITA Ocurren en placeres aluviales y ralamente en glaciales. Se conocen depósitos aluviales en Nigeria, China, Zaire, Bolivia, Tailandia, Bunna, Australia y Tasmania. Tectónicamente ocurren en cuencas interiores de los márgenes continentales, caracterizados por episodios de erosión múltiple y por formar grandes acumulaciones de placeres. La casiterita proviene del intemperismo de los stockworks y filones en rocas graníticas. En los yacimientos primarios los granos de casiterita poseen casi siempre diámetros superiores a 1 — 1.5 milímetros. Durante el descenso sobre las laderas de los cerros y el acarreo de los ríos, los granos de casiterita se fraccionan y se dividen con facilidad por el clivaje y las fracturas que tienen, puliéndose por los choques contra el lecho rocoso y las rocas del río. Estas partículas al encontrar condiciones favorables se depositan originando placeres principalmente con los granos mayores de 0.2 milímetros, las partículas menores de 0.2 milímetros se disperan y no forman placeres. Estas partículas
